UNIVERSITE PARIS SUDLABORATOIRE D'HYDROLOGIEET DE GEOCHIMIE ISOTOPIQUE

ORSTOMINSTITUT FRANCAIS DERECHERCHE SCIENTIFIQUE POUR LEDEVELOPPEMENT EN COOPERATION

MEMOIRE DE DEA

DEA National d'HydrologieOption: RESSOURCES EN EAU

TENTATIVE DE COUPLAGE D'UN MODELEHYDROLOGIQUE ET D'UN MODELE

BIOGEOCHIMIQUE :APPLICATION D'AUTOJOUR ET DE MAGIC A DESPETITS BASSINS VERSANTS DU MONT-LOZERE

(FRANCE)

par BENBOUALI Aïcha

Soutenu à ORSA y le 29 Septembre 1992

Jury composé de:

Pro J.C. FONTESMM. L. DEVER

P. DURANDJ. SIRCOULONG.JACCON

(LHGI)(LHGI)(INRA)(ORSTOM)(ORSTOM)

Sommaire

INTRODUCTION

CHAPITRE 1 : SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE

1ère PARTIE: L'ACIDIFICATION DES SOLS DE BASSINS VERSANTS

1- DE LA PLUIE A LA RIVIERE: LES PROCESSUS D'ACIDIFICATION1) Introduction2) Comment les polluants arrivent-ils jusqu'au bassin versant?3) Rôle de la canopée4) La litière5) Le sol

5.1) l'assimilation biologique5.2) la respiration racinaire5.3) l'adsorption d'anions5.4) l'échange cationique5.5) l'altération minérale5.6) le système de l'aluminium

6) Le cours d'eau

Il - LES CONSEQUENCES DU DEPOT ACIDE ET LE ROLE DU REBOISEMENT

III - CONCLUSION

2ème PARTIE: LA MODELISATION HYDROLOGIQUE

1- OBJECTIFS ET PRINCIPES DE LA MODELISATION HYDROLOGIQUE

Il - STRUCTURE ET THEORIE DE TOPMODEL

III - CONCLUSION

3ème PAR11E : LE COUPLAGE MODELE HYDROLOGIQUE-MODELEHYDROCHIMIQUE

1- LE POINT SUR LES TRAVAUX EN MAllERE DE COUPLAGE

1) Le couplage de TOPMODEL et des techniques de mélange chimique

2)Le couplage de TOPMODEL avec le modèle MAGIC

3) Le modèle BIRIŒNES

4) Le modèle ILWAS

II - CONCLUSION

CHAPITRE 2 : COLLECTE DES DONNEES SUR SITE

1ère PARTIE: LES BASSINS VERSANTS

1- PRESENTATION DES BASSINS VERSANTS1) Introduction

2) Des bassins comparatifs et expérimentaux

3) Présentation des bassins versants

3.1) principales caractéristiques

3.2) la végétation

3.3) les formations pédologiques

3.3. 1) description géomorphologique

3.3.1) description pédogénétique

2ème PAR"rlE : LES DONNEES

Il - COLLECTE ET TRAITEMENT DES DONNEES1) Les données de pluie

1.1) données hydrologiques

1.2) données hydrochirniques

2) Les volumes d'eau écoulés

2.1) données hydrologiques

. 2.2) données hydrochirniques

3) L'évapotranspiration potentielle

3ème PARTIE: LES BILANS HYDROLOGIQUES

III - HYDROLOGIE DES BASSINS1) Introduction

2) Le contexte climatique

3) Les écoulements

3.1) allure générale des hydrogrammes

3.2) l'écoulement rapide

3.3) le tarissement

4) Le déficit d'écoulement

4ème PARTIE: LES BILANS HYDROCHIMIQUES

IV - L'HYDROCHIMIE DES BASSINS

1) Les entrées atmosphériques

2) Composition chimique des eaux de rivière

CHAPITRE 3: APPLICATION

1- APPLICATION DU MODELE HYDROLOGIQUE

1) Le modèle AUTan1.1) introduction

1.2) concepts du modèle AUTan1.2.1) Les fonctions de production

1.2.1.1) calcul de l'évapotranspiration

1.2.1.2) la fonction de partition

1.2.1.3) le réservoir S

a) l'écoulement rapide

b) l'écoulement lent

1.2.1.4) les écoulements souterrains

a) le réservoir nappe

b) drainage rapide de la nappe

1.2.2) La fonction de transfert

2) Mise en forme des données d'entrée du modèle

3) Calage des paramètres

4) Résultats

4. 1) résultats

4.1.1) les paramètres fixés

4.1.2) les paramètres calés

4.1.3) les hydrogrammes simulés

4.2) commentaires

4.2.1) la signification physique des paramètres

4.2.2) les bilans hydrologiques

4.3) conclusion

Il - LE MODELE HYDROCHIMIQUE MAGIC

1) Introduction

2) La structure du modèle

2.1) réactions d'échange cationique du.sol

2.2) réactions aluminiques en phase solide et aqueuse

2.3) réactions du C02 en phase aqueuse el gazeuse

2.4) l'adsorption du soufre dans le sol

2.5) l'électroneutralité

2.6) définition de l'alcalinité

2.7) calcul des concentrations dans le cours d'eau

III - LE COUPLAGE1) Introduction2) Le calage3) Résultats et discussion4) Conclusions

CONCLUSION

INTRODUCTION

INTRODUCTION

L'acidification des eaux de surface est un problème qui a suscité beaucoup d'études. La

compréhension de ces phénomènes et de leurs conséquences est aidée par le développement de

modèles mathématiques qui ont pour objet de simuler le fonctionnement aussi bien

hydrologique qu'hydrochimique d'un bassin versant. Cependant, en modélisation, très peu de

recherches ont été effectuées en couplant les aspects quantitatif et qualitatif des processus mis

enjeu.

Cette étude a été entreprise dans le but de coupler un modèle quantitatif pluie-débit

(AUTOn) à un modèle qualitatif hydrochimique (MAGIC), au pas de temps mensuel, pour

atteindre les objectifs suivants:

• fournir un nouvel aperçu du fonctionnement hydrologique de deux bassins versants à

végétation contrastée du Mont-Lozère (pelouse (81 ha) et hêtraie (54 ha));

• tester le modèle hydrochimique MAGIC à un pas de temps mensuel;

• obtenir une vision plus fine de l'incidence de l'acidité des pluies sur la composition

chimique des eaux de rivière d'un petit bassin versant en pelouse du Mont-Lozère.

Un premier chapitre est consacré à une synthèse bibliographique sur les processus

d'acidification des eaux de surface, la modélisation hydrologique et les travaux précédents en

matière de couplage.

Dans une seconde partie, nous présentons le site d'étude ainsi qu1une analyse des

données hydrologiques et hydrochimiques nécessaires à l'utilisation des modèles.

Le troisième chapitre rassemble les résultats de l'application effectuée sur les deux

petits bassins versants du Mont-Lozère.

1

1CHAPITRE 1 : SYNTHESE BffiLIOGRAPHIQUE 1

1ère PARTIE: L'ACIDIFICATION DES SOLS DE BASSINSVERSANTS

1- DE LA PLUIE A LA RIVIERE: LES PROCESSUS D'ACIDIFICATION

1) INTRODUCTION

D'une manière générale, on considère qu'une pluie est acide si son pH est inférieur à 5.6

(pH d'une eau en équilibre avec le C02 atmosphérique).

Dans les zones très polluées chroniquement du nord de l'Europe et de l'Amérique, le pH

des précipitations peut descendre bien en dessous de 4.0 (Jenkins et al., 1988, 1990;

Christophersen et al., 1982; Cosby et al., 1990).

En Europe centrale, cas intermédiaire entre pollution diffuse (longue distance) et

chronique, le pH moyen est de 3.9 (Paces, in Durand 1989).

En Europe du sud-ouest, les problèmes d'acidification ne sont pas encore apparus car

ce sont souvent des régions où les sols sont moins sensibles et où des apports de poussières

sahariennes riches en carbonate de calcium neutralisent en partie l'acidité des apports

atmosphériques (Roda et al., 1990, in Durand et al., 1992)

Bien que cela paraisse étonnant, le Mont-Lozère n'échappe pas à l'influence des pluies

acides. Les pollutions atmosphériques acides occupent une importance relativement élevée

dans un secteur géographique pourtant réputé à l'abri des effluents urbains et industriels. Une

étude bibliographique effectuée par P. Durand (1989) sur quinze bassins répartis dans le

monde, place les flux de sulfate apportés par les précipitations parmi les plus forts (notamment

20.6 kg.ha-1.an-1 sur le Mont-Lozère contre 9.6 kg.ha-1.an-1 dans les Vosges).

Les sols du Mont-Lozère ont des caractéristiques qui les désignent comme sensibles à

l'impact acidifiant des pluies. Ils sont minces et acides, contiennent peu d'argile et beaucoup de

matière organique. Ils montrent cependant une capacité suffisante de neutralisation de l'acidité

incidente mais on peut craindre à terme des problèmes d'irréversibilité du phénomène

d'acidification (Durand et al., 1992).

Dans un écosystème naturel, les sources d'acidification sont multiples: assimilation de

cations par la végétation, production d'acides organiques, déprotonatation de l'acide

carbonique..etc.. Lorsque l'acidité provenant de l'atmosphère augmente, comme cela a été le

cas dans la majeure partie de l'hémisphère nord durant le dernier· siècle, les réactions qui

consomment des protons sont favorisées : solubilisation des cations par altération des minéraux

ou à partir du complexe adsorbant des sols, insolubilisation d'anions, et, en dernière instance,

acidification des cours d'eau.

2

Pour pouvoir prévoir les conséquences du dépôt atmosphérique acide et de l'utilisation

des sols telle que le reboisement, il est essentiel de comprendre les processus chimiques,

biologiques et hydrologiques qui ont lieu dans un bassin versant. C'est pourquoi nous allons

effectuer une sorte de "radiographie" en coupe de l'écosystème, afin d'en extraire le maximum

d'informations.

2) COMMENT LES POLLUANTS ARRIVENT-ILS JUSQU'AU BASSIN VERSANT?

Les faits exposés ci-dessous sont tirés des travaux de P. Durand (1989).

li existe quatre types de transferts de l'atmosphère vers le sol ou la végétation:

(1) précipitations humides: les éléments chimiques sont sous forme diluée dans

l'eau de pluie (neige ou grêle);

(2) sédimentation: dépôt principalement sous l'action de la gravité, de particules

surtout solides (taille> 20llm);

(3) fixation d'aérosols: apport non gravitaire dont le moteur est constitué par les

turbulences de l'air provoquant l'impact de petites particules « 20llm) sur des surfaces

passives;

(4) transferts gazeux: ici, les modalités peuvent être variables: fixation

biologique, mise en solution par augmentation de la pression partielle, sorption dans les

stomates de végétaux...

Les apports (1) et (2) sont facilement mesurables (collecteurs en entonnoir ouverts en

permanence, ou à ouverture en fonction des averses), mais il existe une variabilité spatiale

quantitative et qualitative qui peut être importante.

En ce qui concerne les apports de type (3) et (4), l'intensité des flux dépend des

caractéristiques physiques et biologiques du récepteur. Cependant, les polluants arrivent sous

ces formes en quantités non négligeables, en particulier dans les frondaisons forestières. Il est

alors délicat de discerner ce qui est importé de ce qui est d'origine locale: récrétion foliaire,

lixiviation 1 des constituants des tissus végétaux et des déchets des animaux présents sur les

feuilles.

lentraînement, au dépens d'un système donné (ici le feuillage), d'éléments sous forme dissoute.

3

3) ROLE DE LA CANOPEE

Les processus qui se déroulent dans la canopée modifient la précipitation incidente. La

canopée accroît la collecte du dépôt sec (S02, N03, et poussières) et accumule l'exudation

foliaire (Stevens et al., 1985).

Le taux de collecte du dépôt sec de chaque espèce chimique est fonction de la surface

de la feuille, de la qualité de l'air ambiant, de la vitesse de dépôt de l'espèce considérée, et de la

capacité de collecte. Le taux d'exudation foliaire dépend de la composition chimique des

feuilles et de leur surface. On suppose que S02 et N03 arrivant sur la canopée sont

rapidement transfonnés en sulfate et nitrate.

L'humidité sur la canopée se mélange à la pluie, et la solution résultante est en équilibre

avec le C02 atmosphérique.

Dans le cas d'une forêt de résineux (comme par exemple le bassin recouvert d'épicéas

du Mont-Lozère), l'interception de la pluie incidente est plus élevée, et la lame d'eau qui

parvient au sol est réduite par rapport aux forêts feuillues (hêtres par exemple).

Un effet filtre prononcé a été mis en évidence pour des bassins forestiers soumis à des

précipitations très acides (Neal et al., 1986). Les feuillages de résineux sont plus efficaces que

ceux de forêts de feuillus dans la capture des aérosols acides, des poussières et des brouillards.

4) LA LITIERE

Elle varie et en fonction du type de canopée. Une petite fraction des espèces associées à

la litière est immédiatement libérée en solution.

La litière restante se dégrade en trois étapes:

litière litière fragmentée ~ humus et cations basiques

humus

acides organiques ~

acides organiques + aNH4+ + bS042- + cH+ + dC02

4

Les constantes de réaction k.i sont dépendantes de la température et les coefficients

stoechiométriques (a à h), sont spécifiques du type de litiere (Dupraz, 1984; Stevens et al.,

1985).

Dupraz (1984) rapporte que sous la litière, des molécules organiques à fonctions acides

percolent en grande quantité à travers les horizons minéraux. Elles entraînent des bases

échangeables et peuvent désorganiser les réseaux silicatés par extraction de leurs cations.

Les sols sur roches pauvres en fer (Ieucogranites,grès quartzeux, ...) sont particulièrement

sensibles.

En fonction du type de peuplement, cet effet sera plus ou moins accusé; en effet, les

aiguilles de conifères résisteront d'avantage à l'attaque des agents de décomposition que des

feuilles. Si le peuplement est dense, le soleil ne pénétrera pas jusqu'au sol; l'activité des micro

organismes ne sera donc pas activée par la chaleur solaire et la phytomasse du sous-bois sera

réduite et peu active. De plus, la restitution des éléments nutritifs par une litière de résineux est

plus faible que celle provenant d'une litière de feuillus.

5) LE SOL

Il constitue le "noeud" du système autour d.uquel vont s'organiser toutes les relations.

C'est là que se fera la neutralisation des dépôts acides. La représentation de ces phénomènes

est la plus complexe.

Nous supposons que le sol est divisé en couches représentant une série de réactions

couplées et de mélange avec les phases solides liquides et gazeuses (voir figure 1).

Il faut tenir compte des flux d'eau et de gaz à travers les couches; les processus feront

varier la concentration des constituants associés aux trois phases.

Beaucoup de processus acide-base font intervenir le transfert des espèces chimiques

entre les phases liquides et solides du sol.

La connaissance de la mobilité des anions (ici, principalement les sulfates) est

essentielle pour comprendre les processus de lixiviation et d'acidification (Dupraz, 1984).

5

Ph.segazeuse

Ph.seliquide

Ph.sesolide

Assimilation~ Respiration raclnalr!> C02aq lizC03­biologIque Hio

Transpiration MatièreorganIquedissoute

<

Figure 1 : principaux processus ayant lieu dans les sols

6

Infiltration

5.1) Assimilation biologique

Les nutriments sont retirés de la solution du sol en fonction de la distribution racinaire.

D'après Dupraz (1984), la produetivité2 d'un peuplement est difficile à évaluer. Les

accroissements courants des biomasses forestières sont très faibles. L'accroissement annuel

moyen du hêtre du Mont-Lozère est évalué à 3m3.ha-1.an-1; en ce qui concerne la pessière, la

valeur de 5m3.ha-1.an-1 a été retenue.

A productivité égale, les résineux prélèvent et immobilisent moins que les feuillus

(Dupraz, 1984). Chaque année, l'arbre soustrait au sol (à son complexe d'échange) l'équivalent

de l'immobilisation de l'arbre complet. Mais, s'il y a récolte, une partie de cette immobilisation

revient à la litière et est progressivement restituée par minéralisation; il faudra donc penser à

cette éventualité dans un bilan de longue durée s'il inclut une phase de récolte forestière.

Quant au bassin en pelouse du Mont-lozère, la présence de genêts dont la superficie ne

dépasse pas 10% donne les immobilisations suivantes pour un accroissement annuel de 3

tonnes.ha-1.an-1:

N= 6 kg.ha-1.an-1

Ca = 1 kg.ha-1.an-1

K = 1.5 kg.ha-1.an-1

Mg = 0.3 ·kg.ha-1.an-1

P = 0.3 kg.ha-1.an-1

Na = 0.03 kg.ha-1.an-1

S = 0.2 kg.ha-1.an-1

Nitrate et ammoniaque sont retirés de la solution du sol par l'activité biologique. Bien

que les acides nitriques soient souvent présents dans le dépôt atmosphérique, le dépôt d'acide

excède rarement les besoins biologiques (Cosby et al., 1985). Le risque s'est néanmoins accru

ces dernières années avec l'augmentation des émissions anthropiques d'azote.

Neal et al. (1990) modélisent le développement de la forêt en considérant que la

croissance des arbres ne fait pas seulement augmenter le sol supérieur acide et organique, mais

également diminuer les cations basiques du sol qui s'accumulent dans la biomasse.

2quantité de biomasse immobilisée par an.

7

5.2) La respiration racinaire

Les phénomènes de respiration racinaire rejettent du C02 dans le sol en plus de celui

provenant de la dégradation microbiologique. Cette respiration varie en fonction de

l'assimilation biologique.

Le C02 produit s'hydrate (équation 1), et fournit une source interne d'ions W qui peut

intervenir dans les réactions d'échange et d'altération et libérer des cations et des alcalino­

terreux dans la solution.

(1)

Le dioxyde de carbone peut exister dans les trois phases: liquide solide et gazeuse. Il

peut être relaché vers les phases liquides et gazeuses par des phénomènes de dégradation, de

métabolisme des racines, et par dissolution des carbonates de la roche mère. Il peut être

transporté entre les couches de sol en phase soluble ou gazeuse.

5.3) L'adsorption d'anions

Il existe trois anions principaux: N03-, retenu par des processus biologiques, S042-,

retenu par des processus biologiques et physico-chimiques, et Cl-, pratiquement pas retenu.

En l'absence de source primaire (altération de la roche mère), la proportion de chlore

qui percole à travers le sol est largement contrôlée par la proportion d'eau en mouvement et un

équilibre entrée-sortie se met en place assez rapidement (Reynolds et Pomeroy, 1988),

l'assimilation biologique étant négligeable.

Le soufre dérivé du dépôt atmosphérique est souvent en excès par rapport à la

demande nutritionnelle, contrairement à l'azote. Donc, dans beaucoup de bassins, la mobilité

du sulfate détermine l'étendue avec laquelle le dépôt acide peut augmenter le lessivage de

cations, et donc l'acidification des eaux si le complexe d'échange cationique est petit (Cosby

et al., 1986): c'est le concept de l'anion mobile (Johnson et Reuss, 1984).

L'adsorption de sulfate dans les sols peut être un processus important dans la

régulation de la concentration en sulfate dans la solution du sol. La mobilité du sulfate est

réduite par l'adsorption et le lessivage peut ne pas être observé pendant des années ou même

des décades après le dépôt (Johnson et Reuss, 1984 in Cosby et al., 1986).

8

Ce processus d'adsorption est non linéaire, et lié d'une part à l'immobilisation du soufre

sous fonne organique et d'autre part, à sa fixation sur des mey-hydroxydes chargés

positivement. En termes de réversibilité, le lessivage total du sulfate adsorbé après l'arrêt du

dépôt demande une période beaucoup plus longue que l'adsorption totale après une

augmentation du dépôt (Cosby et al., 1986).

5.4) L'échange cationigue

Le complexe d'échange cationique du sol représente la réserve cationique disponible

pour la végétation. La quantité d'éléments mis à disposition dépend de l'importance du

réservoir (capacité d'échange) et de son remplissage (taux de saturation en base).

La possibilité d'un sol à neutraliser rapidement les acides et à maintenir un pH

relativement constant dans la solution dépend de la quantité de cations basiques existant sur les

sites d'échange (Neal et al., 1990).

Le stock de cations de ce complexe d'échange est important par rapport à celui de la

solution même dans des sols à faible capacité d'échange cationique et faible taux de saturation

en base.

Ces cations basiques peuvent être rapidement échangés avec les ions W. Les sept

cations échangeables majeurs sont: Ca2+ , Mg2+ ,K+ , Na+ , Nl4+ ,W , et A13+.

Les réactions d'échange peuvent être décrites par les équations générales de Gaines­

Thomas: pour les ions A13+ et H+ on a:

La constante d'équilibre de cette équation (ici KAL,H) est constante à une échelle

annuelle car le nombre de sites d'échange excède largement le nombre d'ions passant à travers

le sol.

9

5.5) L'altération minérale

L'ultime production d'alcalinité dans le bassin provient de l'altération de minéraux

primaires.

Bien que les réactions de dissolution minérale (altération) soient des producteurs à long

terme d'alcalinité et de cations basiques, ces réactions, en l'absence de carbone minéral, sont

lentes.

Elles consomment des ions W et libèrent des cations basiques dans la solution:

Minéral primaire + xH+ ~ Minéral secondaire

+ (x+y)équivalents de cations basiques

+ y équivalents d'anions acides forts

+ b H4SiOH4

La connaissance des bilans flux entrants-flux sortants permet, moyennant certaines

hypothèses (état stationnaire du sol), de chiflTer les flux massiques fw fournis par l'altération

chimique des minéraux (Lelong et al., 1988):

où fd = ~ux massiques sortants (drainage)

fp =flux massiques entrants (précipitation)fAbm = flux massiques consommés par l'accroissement annuel de la biomasse végétale (et

animale).

On peut ainsi quantifier l'influence de l'utilisation du sol sur l'évolution de sa réserve

minérale et sur sa fertilité à terme.

6) LE COURS D'EAU

Dans les cours d'eau, les temps de résidence sont ';;ourts. Le C02 subit des réactions

d'échange avec l'atmosphère.

Les variations de la chimie du cours d'eau sont associées aux variations de flux (Seip et

al., 1989).

10

Les eaux de rivière sont considérées comme un mélange d'eaux provenant du sol et

d'eaux profondes (Robson et Neal, 1990; Robson et al., 1991; Neal et al., 1990): dans les

bassins versants où le pH moyen est inférieur à 6, les eaux de débits de crues sont acides et

porteuses d'aluminium, tandis que les eaux composant les débits d'étiage sont appauvries en ces

composants et enrichies en cations basiques(Harriman et al., 1990).

Les tendances observées sont reliées à la composition de chaque membre du mélange.

Par exemple, pour le bassin de Birkenes au sud de la Norvège, les concentrations en aluminium

des eaux de rivière atteignent 24 et 4Ilmol.l-1 à deux sites différents avec des concentrations en

IV correspondantes de 65 et 25Ilmol.l-1 (Christophersen et al., 1990b, in Neal et al., 1990): le

premier site représente des sols acides sous une végétation d'épicéas; le second site est peuplé

par une végétation caduque et possède des sols moins acides et un substratum plus basique.

A Plynlimon (pays de Galles), l'aluminium et l'ion IV atteignent des concentrations

de 27 et 80llmol.l-1 respectivement pour une rivière drainant un bassin d'épicéas, tandis que les

valeurs correspondantes à un bassin en pelouse sont 5Ilmol.l-1 pour Al et 30llmol.l-1 pour If"'­(Neal et Christophersen, 1989).

En général, la plupart des eaux de rivière acides sont sous-saturées vis à vis de

l'hydroxyde d'aluminium mais saturées à sursaturées pour des conditions moins acides voire

alcalines (Neal, 1988; Seip et al., 1989).

11

11- LES CONSEQUENCES DU DEPOT ACIDE ET LE ROLE DU REBOISEMENT

Une des conséquences importantes du dépôt acide est le dépérissement des forêts

observé durant la dernière décennie dans l'hémisphère nord. Le dépérissement s'est surtout

développé sur des peuplements installés sur sols pauvres, et semble dû, en grande partie, à des

déficiences nutritionnelles en magnésium et parfois en potassium. Les causes de ces déficiences

sont multiples: pauvreté du substrat accentuée par une longue exploitation sylvicole sans

fertilisation et/ou par la lixiviation résultant de l'acidification des sols, stress hydrique,

pathogènes racinaires, toxicité aluminique... A cela s'ajoute un effet direct des polluants

atmosphériques gazeux (ozone, S02,...) sur les parties aériennes des arbres, conduisant à des.

désordres métaboliques et à une destruction de la cuticule des feuilles (DEFORPA, 1989 et

UIFRO, 1989 in Durand, 1989).

Les principaux symptômes du dépérissement forestier sont des pertes foliaires et des

jaunissements du feuillage. Si le "front d'acidification" se situe en dessous de la rhizosphère, ilpeut en résulter des déséquilibres dans la microflore des sols, des pertes en nutriments par

lixiviation et une augmentation des teneurs en aluminium soluble, ce qui peut déterminer

l'apparition des symptômes de dépérissement même en l'absence de fortes teneurs en polluants.

Le site du Mont-Lozère constitue un lieu intéressant pour étudier le fonctionnement

d'écosystèmes peu touchés par les symptômes du "mal des forêts", et joue le rôle, dans le cadre

du programme DEFORPA (DEpérissement FORestier attribué à la Pollution Atmosphérique),

de témoin par rapport au bassin versant d'Aubure, installé dans les Vosges en zone

dépérissante et suivi de manière comparable (Durand, 1989).

Depuis le milieu des années 1970, un débat divise les spécialistes quant à l'importance

relative du dépôt atmosphérique et du reboisement de conifères dans les systèmes acidifiés. De

grandes étendues sont concernées que ce soit en Norvège (Rosenqvist, 1990) mais également

au Royaume Uni, où un reboisement sur une grande échelle de landes par des épicéas et des

pins s'est produit depuis les soixantes dernières années (Neal et al.,1986; Jenkins et al., 1990;

Cosbyet al., 1990; Whitehead et Neal, 1987), ou en France (Dupraz, 1984; Durand et al.,

1992).

Les résultats montrent en général,que les eaux drainant des bassins forestiers sont plus

acides et porteuses d'aluminium que celles drainant des bassins recouverts de lande ou de

prames.

12

Dans les bassins du Pays de Galles par exemple, des simulations à long terme ont mis

en évidence que les pratiques de reboisement ont exacerbé l'acidification des eaux de surface

(Jenkins et al., 1990). Cependant, le reboisement lui même ne provoque pas une acidification

importante des eaux de surface en l'absence de dépôt acide. Il conduit à une diminution

sensible des bases du sol, principalement à cause de l'assimilation biologique augmentée par la

pousse de la forêt. Cette diminution peut rendre le sol et les eaux de surface plus sensibles au

dépôt acide.

Une coupe à blanc dans un site forestier pourra causer un renversement sensible à long

terme dans l'acidification d'un cours d'eau (Jenkins et al., 1990; Cosby et al., 1990; Durand et

al., 1992; Neal et al., 1986). Cela pourra également permettre aux sols un début de

récupération.

Des réductions dans le dépôt produisent un renversement de tendance similaire.

L'interaction entre les pratiques forestières et les réductions de dépôt ne sont pas strictement

additives (Jenkins et al., 1990).

Les taux élevés d'acidité et d'aluminium dans des cours d'eau de montagne qui drainent

des bassins de conifères reboisés ont eu pour conséquence une diminution importante de la

population de poissons et les programmes d'alevinage ont été des échecs (Whitehead et al.,

1988; Neal et al., 1986; Robson et Neal, 1990; Harriman et al., 1990).

III - CONCLUSION

Il existe une réelle nécessité de comprendre à la fois la nature et l'étendue des impacts

des dépôts acides ainsi que d'évaluer l'influence anthropique.

Cependant, prévoir les conséquences du dépôt atmosphérique et des changements dans

la gestion des bassins versants comme le reboisement ou la récolte de conifères demande une

connaissance approfondie des phénomènes chimiques, biologiques et hydrologiques qui entrent

enjeu.

Ce type de recherche est très récente, et de grands progrès ont été accomplis durant les

vingt dernières années grâce aux études à long terme sur les bassins versants. Il existe

cependant de nombreuses inconnues, en particulier en ce qui concerne le couplage de modèles

quantitatifs à des modèles qualitatifs.

13

2ème PARTIE: LA MODELISATION HYDROLOGIQUE

1- OBJECTIFS ET PRINCIPES DE LA MODELISATION HYDROLOGIQUE

Au cours des vingt dernières années, la modélisation hydrologique a connu un

développement important; en effet, l'essor de l'informatique et le gain de puissance des

machines ont apporté des moyens de calculs de plus en plus performants et rapides, et de

moins en moins coûteux.

D'après le dictionnaire encyclopédique Larousse, on appelle modèle toute structure

formalisée utilisée pour rendre compte d'un ensemble de phénomènes qui possèdent entre eux

certaines relations.

Il est la représentation concrète ou abstraite d'une réalité physique, élaborée dans le but

de simuler son fonctionnement.

La représentativité d'un modèle exprime la fidélité avec laquelle il établit les

correspondances entre ses éléments numériques et les éléments physiques naturels.

La modélisation procède toujours par simplification de la réalité; elle est donc

nécessairement imparfaite.

D'un point de vue hydrologique, un bassin versant est un transformateur qui reçoit un

signal d'entrée discontinu (les précipitations) et émet un signal de sortie continu (les débits à

l'exutoire). Au sein du système, il y a transfert, stockage et dérivation.

Les variables déterminantes dans la transformation de la pluie en débit sont

extrêmement variables dans leur répartition spatiale et temporelle, ce qui rend la représentation

mathématique de ces phénomènes, généralement non linéaires, très complexe. C'est pourquoi

on recherche une schématisation simplifiée du système hydrologique.

Il existe plusieurs classifications de modèles hydrologiques; nous présentons ici celle

utilisée par V. P. Singh (1988).

Les modèles mathématiques sont divisés en modèles théoriques (ou physiques),

modèles conceptuels et modèles empiriques (figure 2). Notons que les deux derniers cités sont

les plus utilisés pour les systèmes hydrologiques.

La division dépend de la fonne du modèle et de la façon dont les propriétés physiques

ont été prises en considération pour assurer la transformation des entrées en sorties.

14

MODELES DERUISSELLEMENT

1 1

1 EMPIRIQUES CONCEPTUELS PHYSIQÙES 1

1 1

1 1

LINEAIRES NON LINEAIRES1

1 f

INVARIANTS VARIANTS DANSDANS LE TEMPS LE TEMPS

1 1t

1 1GLOBAUX DISTRIBUES 1

1. 1 1

DETERMINISTES STOCHASTIQUES

Figure 2 : classification des modèles de nûsseUement(d'après Singh, 1988)

15

Cette classification est arbitraire car l'empirisme d'une personne peut être la théorie

d'une autre! De plus, certains modèles qui ne prennent pas explicitement en compte des

processus physiques peuvent contenir des paramètres qui peuvent avoir une signification

physique. Cependant ces modèles peuvent être définis approximativement.

Un modèle empirique n'est pas basé sur des lois physiques. Il présente les faits et il est

une représentation des données. Si les conditions changent, il n'est pas capable de simuler les

débits. C'est le cas de l'hydrogramme unitaire par exemple.

Un modèle théorique (physique) est une représentation des principales lois qui

gouvernent les phénomènes. Il possède une structure logique, similaire au système réel, et qui

peut être valable dans des circonstances différentes. Ce sont par exemple les modèles basés sur

les équations de Saint-Venant.

Un modèle conceptuel constitue un cas intermédiaire entre un modèle physique .et un

modèle empirique, mais peut également contenir les deux. Il constitue à la fois une charnière et

une enveloppe. Généralement, un modèle conceptuel prend en compte des processus physiques

mais sous une forme très simplifiée. On peut prendre comme exemple les modèles pluie-débit,

basés sur l'équation de continuité prise sous une forme globale spatialement, et les relations

réservoirs-débits. Mais on peut également considérer les modèles basés sur les équations de

Saint-Venant extrêmement simplifiées comme des modèles conceptuels.

Chacun de ces trois types de modèles mathématiques a son utilité, mais dans des

circonstances différentes. Chacun d'entre eux a sa propre efficacité, qui dépend de l'objectif de

l'étude, du degré de complexité du problème, et du degré d'exactitude désiré.

Par exemple, les modèles physiques aident à comprendre les processus et les

informations de terrain en détail, à la fois dans le temps et dans l'espace. Ils contiennent des

paramètres qui ont en principe une signification physique et qui peuvent être estimés à l'aide de

mesures.

Les modèles empiriques n'aident générallement pas à comprendre les processus

physiques. Ils possèdent des paramètres qui peuvent avoir une certaine signification physique

et peuvent être estimés uniquement en utilisant des mesures de données d'entrée et de sortie.

Les modèles conceptuels contiennent des paramètres dont certains peuvent avoir une

signification physique directe et être, cependant, estimés par des observations simultanées

d'entrées et de sorties.

16

Un modèle physique fournit généralement plus d'informations qu'un modèle empirique.

Cependant, il n'existe pas d'opposition entre ces deux types de modèles; ils représentent

différents niveaux dans l'approximation de la réalité.

Remarque: on associe communément le modèle physique au modèle déterministe, et on

l'oppose au modèle de type stochastique. Ce dernier prend en considération l'aspect aléatoire

des variables (Moussa, 1991).

D'autre part, il existe une distinction entre un modèle global et un modèle discrétisé. Ce

dernier découpe le bassin étudié en surfaces élémentaires (appelées mailles), réagissant chacune

globalement à l'impulsion d'entrée. Le modèle assure ensuite la synthèse de l'écoulement à

l'exutoire. Par contre, un modèle global considère le bassin versant comme une entité

réagissant globalement.

Le modèle AUTOn utilisé dans cette étude est un modèle global conceptuel, dont les

paramètres ont une signification physique.

Dans la suite de cet exposé, nous avons choisi de vous présenter TOPMODEL, qui

évolue dans le même cadre que le modèle AUTOn mais a la particularité d'être semi-distribué.

Il a également été utilisé dans le cadre d'un couplage avec un modèle hydrochimique, ce que

nous exposerons plus loin.

Il - STRUCTURE ET THEORIE DE TOPMODEL

C'est un modèle hydrologique physique, basé sur la théorie des aires contributives

variables (voir figure 3).

Il tente de combiner les avantages de la spatialisation de la dynamique des aires

contributives, aux avantages d'un modèle global simple (Beven et Kirkby, 1979; Beven et

Wood, 1983; Beven et al., 1984).

L'écoulement est séparé en une composante de ruissellement de surface généré par les

aires saturées et un écoulement de subsurface. En chaque point de la pente, l'écoulement de

subsurface est donné par:

17

1mB .....;....llllI ....

B··.......0'=-- :...·m ::::=

BI. B2.

A. Structure du modèle. B : BI. Subdivision en sous-bassins.BZ. Occupation dusol.

(Bassln du H~e bcclc, Royaume UnI)

1·0

0·5

c. Elément de versant. D. Courbe Log (a/tan{:3) E. Identification deszones saturées.

Figure 3: structure de TOPMODEL(d'après &ven et al., 1985)

18

qSi = TO.tan 8.exp (-si 1M) (1)

où TO = transmissivité latérale à saturation à la sutface du sol (m2.h-1)

M = coefficient de décroissance exponentielle de la transmissivité avec la profondeur (m)si = déficit hydrique local (m)

B= angle de pente local.

Dans tout ce qui suit, les lettres minuscules avec l'indice i se réfèreront à des paramètres

locaux, et les lettres capitales aux paramètres du bassin.

Deux principales hypothèses sont faites:

• il existe une relation exponentielle entre qSi et si;

• la direction du gradient hydraulique local est parallèle à la pente locale; en

d'autres tennes, le niveau piézométrique est parallèle à la sutface.

Les points où si = 0 forment l'aire contributive saturée: la pluie incidente sur cette aire

produira du ruissellement de sutface.

Le déficit hydrique local est lié au déficit moyen par l'index topographique ln(ai 1tanB)

où ai représente l'aire drainante à travers le point i par unité de longueur:

Si = S - [1- ln (ai 1tanD)].M

où S = déficit moyen du bassin (m);

Â. = moyenne sur l'aire de ln(ai 1tanB)

(2)

L'index topographique est dérivé des Modèles Numériques de Terrain (MNT)3

(Robson et al., 1990).

L'équation (2) inclue implicitement l'hypothèse que le comportement hydrologique de

chaque partie du bassin est décrite fidèlement par cet index. Cela signifie que chaque point

ayant le même index est modélisé comme ayant un déficit hydrique identique à chaque instant.

Cette hypothèse pennet de décrire les caractéristiques topographiques par la distribution de

l'index.

3 Un MNT est une représentation numérique du relief sous la fonne d'une grille régulière à maille carrée.

19

A chaque pas de temps t, S(t), la réserve au temps t, est calculée à partir de S(t-1) et du

mouvement estimé de l'eau à travers la zone racinaire assujettie à l'évapotranspiration, la zone

non saturée et la zone saturée.

La pluie nette (pluie - évapotranspiration) remplit d'abord la zone racinaire. Si la pluie

est suffisante, l'eau ira jusqu'à la zone non saturée. La capacité de réserve maximum de la zone

racinaire SRMAX est considéré ici comme équivalente à la capacité au champ. L'eau peut

également passer de la zone non saturée à la zone saturée, et cet écoulement est modélisé à

travers une relation exponentielle comme dans l'équation (1):

qVi =KO exp (-Si / M)

où Ka représente la perméabilité verticale du sol à la surface (m.h-1)

S(t) est calculé en ajoutant les écoulements locaux vertical et latéral:

S(t) =S(t-l) + QS(t) - QV(t)

(3)

(4)

Selon les auteurs (Beven et Kirkby, 1979), la structure modulaire du modèle devrait

faciliter l'application à travers toute une gamme de bassins, avec la possibilité d'y incorporer

des composants de modèles plus complexes.

TOPMODEL a été appliqué largement à une échelle régionale (Beven et Kirkby, 1979;

Beven et al., 1984; Durand et al., 1992), ainsi qu'en relation avec le modèle hydrochimique

MAGIC (Thomton et al., 1990), pour lesquels il a fourni des résultats satisfaisants. Cependant

des applications à des bassins très bien étudiés n'ont pas toujours été couronnées de succès

(Homberger et al., 1985).

Ce modèle a été appliqué sur les bassins versants du Mont-Lozère (Durand et al., 1992)

dans des conditions climatiques variées. De bons résultats ont été obtenus malgré quelques

divergences entre les débits observés et calculés pour des événements violents suivant de

longues sécheresses, qui ont été attribuées à la dynamique de l'infiltration et à l'humidité du sol.

20

III • CONCLUSION

L'exemple exposé ci-dessus pose le problème de la complexité à petite échelle qui se

ramène à une complexité relative à grande échelle; la complexité d'un modèle hydrologique est

aussi bien spatiale que temporelle, les processus hydrologiques et la structure des données

n'étant pas les mêmes d'une échelle à l'autre.

21

3ème PARTIE: LE COUPLAGE MODELE HYDROLOGIQUE·MODELE HYDROCHIMIQUE

1- LE POINT SUR LES TRAVAUX EN MATIERE DE COUPLAGE

Dans le chapitre précédent, nous avons décrit les phénomènes entrant en jeu dans le

processus d'acidification. Nous avons souligné l'importance d'avoir une démarche

multidisciplinaire pour avancer dans ce genre d'études. Nous avons également présenté

rOPMODEL, qui a déjà été utilisé pour des essais de couplage.

Or, pour bien simuler les processus d'acidification, un modèle pluie-débit est une

condition préalable nécessaire. C'est pourquoi nous allons effectuer une revue bibliographique

de ce qui a déjà été tenté en matière de couplage modèle hydrologique-modèle hydrochimique.

1) LE COUPLAGE DE TOPMODEL ET DES TECHNIQUES DE MELANGE

CHIMIQUE

Il a été appliqué à un bassin de340 hectares recouvert d'épicéas dans le Pays de Galles

(Robson et al., 1992).

L'écoulement de subsurface est divisé en composants identifiés par leur profondeur

d'origine. Les résultats sont reliés aux informations obtenues par la décomposition chimique de

l'hydrogramme qui utilise des méthodes de mélange.

La chimie des eaux de rivière est fortement liée à l'écoulement. En période de crue, les

eaux sont acides et par rapport aux eaux d'étiage, riches en aluminium et pauvres en cations

basiques, silice et bicarbonate. Ces différences reflètent le gradient chimique dans les sols et la

dynamique de l'écoulement à travers le bassin (Neal et al.,1986; Reynolds et al., 1988).

Les zones supérieures du sol fournissent des eaux acides et riches en aluminium, tandis

qu'en profondeur le substratum a la capacité de neutraliser ces eaux acides en générant des

eaux du type observé lors des débits de base. Pendant les épisodes de crues, le niveau

piézométrique monte et une plus grande quantité d'eau évolue à travers les couches supérieures

acides pour contribuer à l'écoulement.

La méthode de séparation de ces eaux d'écoulement utilisée par Robson et al. ( 1992),

est basée sur une approche de mélange dans laquelle les eaux de rivière sont supposées

constituer un mélange d'eaux de types chimiques distincts (Sklash et Farvolden, 1979). La

composition moyenne de chaque composant (endmember) est supposée varier lentement dans

le temps et les changements rapides observés dans la rivière résultent du mélange de

proportions variées de ces composants. La quantité de chaque constituant contribuant à

l'écoulement est déterminé par les changements dans le trajet de l'eau quand la crue s'intensifie

ou diminue.

22

Le choix des composants est basé sur les relations observées concentrations-débits et

sur les relations entre la chimie des précipitations et de la rivière lors d'un événement (Neal et

al., 1990; Robson et al., 1991). L'eau du sol peut être prise comme un des composants et les

eaux profondes, bien tamponnées, comme un autre.

Pour appliquer ces méthodes de mélange chimique, un traceur chimique conservatif est

nécessaire. Cette méthode a été utilisée largement, et avec succès, en utilisant comme traceur

la composition en isotopes naturels de l'oxygène (180) ou de l'hydrogène (3H) de l'eau. Ici, les

auteurs ont choisi d'utiliser la capacité de neutralisation de l'acidité (ANC) qui est aussi une

donnée conservative, présentant des valeurs très différentes pour les deux types d'eau à

séparer, et dont l'intérêt dans le cadre d'une recherche sur l'acidification est évident.

Dans cette application, la chimie de la composante eau du sol est estimée comme la

moyenne de la chimie des eaux de tous les horizons du sol. La composante eau profonde n'est

pas échantillonnée directement et sa composition est déduite de la chimie de l'eau d'écoulement

de base. Comme l'ANC est conservée pendant le mélange, la proportion d'eau profonde à un

moment donné est:

• ANCeaudusol - ANCrivièreproportIOn d'eau profonde =----------

ANCeaudusol - ANCeauprofondc

La proportion d'eau profonde est la plus élevée en conditions d'étiage et diminue

pendant les épisodes de crues. Cela signifie que l'incertitude sur la composition de l'eau

profonde sera plus importante à bas débits.

Le couplage de ces méthodes de mélange chimique avec le modèle hydrologique

TOPMODEL (dont la structure est présentée § II), a été effectué dans le but de donner une

estimation de la variation à court terme de l'ANC.

Deux difficultés se sont présentées à l'application:

• TOPMODEL inclue une contribution de ruissellement provenant d'aires contributives

saturées pour laquelle la composition chimique n'est pas connue;

. il sépare l'écoulement de subsurface en fonction du déficit de saturation. TI faut d'abord

traduire ce déficit de saturation en profondeur de nappe (par l'intermédiaire d'une porosité des

sols), puis l'on doit décider à partir de quelle profondeur on distingue les deux composants du

mélange.

23

Robson et al.(1992) ont supposé que l'eau provenant du premier mètre du sol avait une

composition de type eau du sol et que l'eau située en dessous avait une composition d'eau

profonde.

Les résultats de TOPMODEL indiquent que les flux provenant des aires contributives

saturées prennent une part peu importante à l'écoulement total. L'association des deux

techniques amène à la conclusion que ces eaux ont une composition bien mélangée: c'est à dire

un mélange d'eau profonde et d'eau du sol.

En conclusion la base physique de TOPMODEL fournit des résultats qui sont

compatibles avec une interprétation de mélange de signaux chimiques dans la rivière.

2) LE COUPLAGE DE TOPMODEL AVEC LE MODELE MAGIC

Une application de TOPMODEL en association avec le modèle hydrochimique

MAGIC(voir structure du modèle § 111-5) sur le bassin versant de Woods Lake (Cosby et al.,

1992) a également donné de bons résultats avec cependant les restrictions suivantes:

les modèles conceptuels pluie-débit et les modèles de flux chimiques ont des échelles de

temps différentes: TOPMODEL fournit des réponses à très court terme (trente à soixante

minutes); MAGIC donne des réponses à long terme (un mois à un an); de plus, ils travaillent

tous deux avec des échelles spatiales différentes; cependant, les deux modèles peuvent être

couplés indirectement en divisant le problème en deux phases: une modélisation hydrologique à

court terme suivie d'une modélisation hydrochimique à long terme. Le couplage est alors plus

conceptuel que direct.

Les observations des variables hydrologiques et hydrochimiques prises avec différentes

fréquences d'échantillonnage peuvent être utilisées dans une procédure de calibration pour

obtenir des valeurs de paramètres globaux généralement bien déterminés et qui produiront une

simulation exacte et précise des variables observées.

Quelques divergences mineures ont été observées sur le bassin de Woods Lake,

concernant la simulation hydrologique de la dynamique de la neige et des débits d'étiage.

24

3) LE MODELE BIRKENES

C'est un modèle chimique plaqué sur un modèle hydrologique existant (Christophersen

et al., 1982), qui travaille à pas de temps court.

Le modèle hydrologique est un modèle simple à deux réservoirs qui inclue un petit

nombre de processus physiques.

Les processus chimiques prennent en compte l'échange cationique, l'altération, la

dissolution/précipitation de gibbsite, l'adsorption/désorption de sulfate, et la minéralisation de

sulfate.

Le sous modèle cationique inclue les ions W, Al3+, Ca2+ et Mg2+ et est basé sur le

concept de l'anion mobile;

La concentration en sulfate dissous qui quitte le réservoir supérieur est supposée

proportionnelle à la quantité totale de sulfate dissous sur la phase solide. La quantité de sulfate

dissous dans ce réservoir est augmentée par un incrément fixe chaque jour où le réservoir

supérieur est vide.

Dans le réservoir inférieur, l'adsorption et la désorption sont supposés être les seuls

processus qui prennent en compte le sulfate. Cependant, Christophersen et Wright (1981 in

Christophersen et al., 1982) l'ont modifié pour inclure les processus de minéralisation.

S'il n'y a pas d'entrée, la concentration suit une relation exponentielle vers une valeur

d'équilibre fixée. Il existe un phénomène d'évapotranspiration dans le réservoir inférieur quand

le réservoir supérieur est vide. Néanmoins, la concentration dans le réservoir inférieur n'est pas

affectée par ce phénomène car une quantité adéquate de sulfate provient de la solution.

On peut donc considérer que l'adsorption de sulfate comporte un processus rapide

durant l'évapotranspiration qui se surimpose au processus exponentiel lent.

L'application de ce modèle à des bassins de Norvège (Christophersen et Wright, 1981)

a bien simulé le fait que pour des événements pluvieux importants suivant de longues périodes

sèches, les concentrations en sulfate sont élevées (la presque totalité de l'écoulement est de

l'écoulement rapide provenant du réservoir supérieur et contient du sulfate accumulé à partir de

dépôts secs, de l'évaporation de la précipitation, et de la minéralisation.); tandis que les

périodes de basses eaux indiquent des concentrations de sulfate peu élevées et qui diminuent

(on a essentiellement un écoulement de base provenent du réservoir inférieur où le sulfate est

adsorbé).

25

Toutefois, de nombreuses difficultés ont été rencontrées pour l'application tant du

modèle hydrologique que du modèle chimique, conduisant à des adaptations au coup par coup

nuisant à l'identification des paramètres.

4) LE MODELE ILWAS

Le modèle ILWAS (Integrated Lake-Watershed Acidification Study) a été développé

par Stevens et al. en 1985, pour prévoir les variations dans l'acidité des eaux de surface, étant

donnés les changements de l'acidité des précipitations et des dépôts secs. C'est un modèle à la

fois chimique et hydrologique, qui fait passer la pluie à travers la canopée, les horizons

pédologiques, le cours d'eau et le lac d'un bassin versant, en utilisant les concepts de bilan de .

masse et des équations reliant le flux aux gradients hydrauliques.

L'hétérogénéité des bassins versants de lacs est représentée par un réseau de

compartiments homogènes..

Le modèle fait passer l'eau d'un compartiment à l'autre et calcule les concentrations des

constituants dissous en simulant les réactions biogéochimiques de chaque compartiment.

Le bassin est divisé en sous-bassins, en segments de cours d'eau (s'il existe) et en un lac.

Dans chaque sous-bassin les compartiments représentent la canopée, le stock de neige et les

couches pédologiques. Le lac est divisé en couches horizontales pour permettre le calcul des

profils de températures et de .qualité de l'eau.

Comme pour les processus hydrologiques, le sous-modèle hydrochimique utilise le

principe de conservation de la masse.

Les processus physico-chimiques qui font changer les caractéristiques acide-base de

l'eau sont simulés par des expressions cinétiques et d'équilibre. Ils incluent en outre des

transferts de masse entre les phases gazeuses, liquides et solides.

Les constituants en phase liquide comprennent:

le pH,

l'alcalinité,

les cations majeurs : Ca2+, Mg2+, K+, Na+, et NH4+ ,

les anions majeurs: S042-, N03-, Cl-, F- .

l'aluminium monomère et ses complexes organiques et inorganiques,

des acides organiques,

et du carbone inorganique dissous (CT).

26

Comme l'ion hydrogène libre H+, et donc le pH, n'est pas conservé, il ne peut pas être

déduit d'un simple calcul de bilan de masse. Sa concentration est dérivée de l'alcalinité de la

solution et de la concentration totale en carbone inorganique, acide organique et aluminium

monomère.

L'alcalinité est un paramètre conservatif, indépendant de la température, de la pression,

et de la pression partielle de COZ pour une solution ne réagissant pas avec la phase solide.

Bien que ces facteurs changent relativement les tailles des termes de l'équation d'alcalinité, ils

nlen changent pas la somme. Par exemple, une augmentation de la pression partielle de COZ

augmente la concentration en W mais également les concentrations en carbonate et

bicarbonate: il n'en résulte aucun changement dans l'alcalinité.

Les équations de transport et de bilan de masse peuvent être écrites facilement pour . .

l'alcalinité, qui est alors utilisée pour déterminer la concentration en ions W.

Le modèle ILWAS a été utilisé pour prévoir les changements dans l'acidité de Woods

Lake (où 4.5<pH<5.0) et Panther Lake (où 6<pH<7) étant données les réductions dans

l'apport de soufre atmosphérique. Les deux bassins sont localisés à 30km l'un de l'autre dans les

Adirondacks Montains et reçoivent des dépôts acides similaires.

La réponse à une diminution de moitié du soufre atmosphérique total a été spécifique à

chaque bassin:

• à Panther Lake, seul un léger changement du pH s'est produit même lZ ans

après la réduction,

• à Woods Lake, la variation a été considérablement plus grande.

Les hypothèses testées par le modèle ont montré que le trajet de l'eau à travers les sols

(eau superficielle-eau profonde) détermine largement l'étendue avec laquelle la pluie incidente

est neutralisée.

L'analyse des simulations et des données de terrain pour les deux lacs montre que le

bassin est un fournisseur de bases bien qu'une production interne d'acide fort ait également lieu.

Cette production interne d'acidité est approximativement deux à trois fois celle de l'apport

atmosphérique.

L'inconvénient majeur de ce modèle est son extrême complexité. Dans la plupart des

cas, la majorité des paramètres qu'il requiert ne peuvent être mesurés. Ils doivent donc être

calés, et, vu leur grand nombre, cela réduit considérablement la signification physique du

modèle.

27

Il - CONCLUSION

Avant les deux études de Robson et al.(1992) et de Cosby et al;(1992), les modèles

hydrologiques utilisés étaient de type réservoir, dont la signification en terme de processus est

très limitée. En utilisant TOPMODEL, on a un modèle à base plus physique, mais on a des

problèmes alors avec les modèles chimiques ayant une résolution spatiale et temporelle

différente (MAGIC), ou n'ayant pas encore d'intérêt en terme de simulation (EMMA, qui n'est

pour l'instant qu'un modèle descriptif et destiné à tester des hypothèses de recherche (Durand,

communication orale)).

Pour notre étude, nous allons utiliser un modèle hydrologique aux caractéristiques

intermédiaires; c'est un modèle global à résolution pas trop fine et ayant quand même des

prétentions déterministes. Nous allons tenter de le coupler avec le modèle hydrochimique

MAGIC travaillant à un pas de temps plus fin.

28

CHAPITRE 2 : COLLECTE DES DONNEESSUR SITE

1ère PARTIE: LES BASSINS VERSANTS

1- PRESENTATION DES BASSINS VERSANTS

1) INTRODUCTION

Depuis leur équipement en 1980, les trois petits bassins versants comparatifs et

expérimentaux du Mont-Lozère ont fait l'objet d'études orientées vers un objectif

essentiellement biogéochimique.

Il s'agissait de vérifier le rôle du couvert végétal sur les transferts d'éléments minéraux

en solution pour analyser les conséquences des pratiques d'écobuage4 et d'enrésinementS , puis

de préciser le niveau des apports atmosphériques et leurs effets sur les écosystèmes, en termè~

d'acidification des sols.

2) DES BASSINS COMPARATIFS ET EXPERIMENTAUX

Le but d'un bassin expérimental est d'évaluer l'effet de l'intervention humaine sur le

cycle de l'eau. C'est un bassin qui est étudié durant quelques années sans le perturber, puis sur

lequel on intervient et qu'on continue à étudier ensuite. Les modifications vont porter

principalement sur le couvert végétal et sa gestion (déforestation ou remise en culture par

exemple).

L'approche méthodologique des bassins comparatifs repose sur la comparaison

synchrone de plusieurs bassins ne différant que par le facteur que l'on veut étudier.

Dans le premier cas, les conditions climatiques peuvent être totalement différentes

avant et après aménagement, mais il existe une unité de lieu : on est sûr de mesurer

sélectivement l'impact de l'aménagement.

Dans le second, on s'affranchit de la variabilité interannuelle du climat mais on peut

mesurer, du fait de la disparité du lieu, des différences dues à d'autres facteurs (géographie,

pédologie, géologie...). L'idéal combine également les deux types d'approche: des bassins

expérimentaux avec bassin témoin.

4pratique agricole consistant à incinérer sur pied les genêts envahissants pour favoriser la repousse desgraminées fourragères.sreboisements résineux.

29

3) PRESENTATION DES BASSINS VERSANTS

3.1) Principales caractéristiques

Les trois bassins versants étudiés sont situés dans le Sud-Est du Massif Central, sur le

flanc Sud du Mont-Lozère dans le Parc National des Cévennes (figure 4).

Pour pouvoir satisfaire aux exigences d'une étude focalisée sur le paramètre végétation,

ils répondent au mieux aux critères suivants (Dupraz, 1984):

.proximité géographique : exposition et altitude identiques, ce qui conditionne

températures et précipitations.

•géométrie similaire: forme et taille des bassins peu différentes, au moins pour

deux d'entre eux.

•similitude géologique et pédologique : le substratum est constitué d'un granite

porphyroide dit "du Pont de Montvert" très homogène et imperméable (absence d'accidents

structuraux importants); les sols sont pauvres, de type bruns acides sous les forêts et de type

ranker sous la pelouse (nous y reviendrons en détail ultérieurement).

Ils sont délimités à l'aval par un seuil stable.

Les principales caraotéristiques physiographiques sont résumées dans le tableau 1:

Altitude Altitudes Pente Pente Longueur Densité deNom local Superficie moyenne extrêmes Orientation moyenne moyenne du cours draina~

(ha) (m) (m) du bassin du ruisseau d'eau (kmJkm )(%) (%) (m)

Valatde la 54 1270 1160-1395 N-+S 18 15 750 1.39Saoine(A)Valat de la 19.5 1421 1340-1495 NE-+SW 20 17 210 0.95Latte (B)Valat des 81 1386 1290-1495 N-+S 10 8 1825 2.43

Cloutasses(C)

Tableau 1 : principales caractéristiques des bassins versants(d'après Dupraz, 1984) .

(A): hêtraie, (E) : pessière (épicéas), (C) : pelouse.

30

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BASSINS VERSANTSDU .

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3.2) La végétation

Il n'est pas facile de trouver des sites qui satisfassent toutes les conditions notées ci­

dessus et qui ne contrastent que par le facteur végétation.

Il est nécessaire que les bassins soient homogènes en surface c'est à dire avec un

recouvrement d'au moins 80% . Le tableau 2 donne la répartition en pourcentage des

différentes espèces dans les trois bassins :

VALAT DE LA SAPINE VALAT DE LA LATTE VALAT DES CLOUTASSESFagus silvatica L. Picea exelsa Lx. Festuca sp.

(taillis) 80% (futaie équienne) 80% Nardus stricta L.(pelouse) 60%

Calluna vulgaris (L.) Hull Pinus montana Mill. 5%(lande) 15% Plantago recurvata L.

Abies alba Mill. (pelouse) 15%Cytisus purgans (L.) Benth (fourré) 1%

(lande) 3% Fagus silvatica L.Fagus silvatica (L.) (bosquet) 5%

Sarothamus scoparius (L.) (taillis) 1%Wimmer Pinus montana Mill 5%

(lande) 2% Cytisus purgans (L.) Benth(lande) 12% Cytisus purgans (L.) Benth

(lande) 10%Tourbière 1%

Tourbière 5%

Tableau 2 : recouvrement des formations végétales des bassins versantsd'après Dupraz (1984)

Les épicéas, qui peuplent 85% du valat de la Latte, ont été infestés en 1986 par un

parasite (scolyte du genre Dendrochtonus). Une coupe rase a été effectuée en 1987.

3.3) Les fonnations pédologiques

Les faits exposés ici sont tirés des études de P. Durand (1989) et C. Dupraz (1984).

3.3.1) description géomorphologique

Les sols se sont développés sur des formations arénacées et sont peu évolués. Ils sont

fragiles en raison des fortes pentes des versants, de leur faible cohésion et de l'agressivité du

climat.

32

Ils ont été également marqués par les activités humaines avec un peuplement ayant

atteint un niveau très élevé au milieu du XIX e siècle, leur imposant une pression agricole et

pastorale considérable. Cette surexploitation a été suivie d'une déprise brutale. La couverture

superficielle a ainsi été fortement remaniée et cela se remarque sur le terrain par la présence de

nombreuses cicatrices de ravines sur les versants et de fortes accumulations de matériel

organominéral en bas des pentes.

Les pentes du valat des Cloutasses sont peu accusées, le talweg est peu creusé

(figure 5). Le bassin est constitué de trois cuvettes successives formant des verrous, qui

semblent avoir limité le départ des matériaux. Sur les versants, le sol est peu épais avec une

abondance de blocs de granite. Le ruisseau coule sur des accumulations alluvio-colluviales

assez épaisses.

Le bassin de la Sapine montre par contre des pentes raides aux sols squelettiques en

rive droite, avec des aflleurements de grandes dalles de granite (figure 6). Le fond des vallons

et partiellement le versant gauche sont caractérisés par un sol plus épais. Cependant, le

ruisseau coule souvent sur la roche.

Le bassin de la Latte constitue un cas intermédiaire (figure 7), avec une partie haute à

pentes fortes où les formes d'accumulation sont rares, et une partie basse formant un replat. Il

semble que l'ablation des formations superficielles ait été moindre qu'à la Sapine car la

couverture pédologique y est plus épaisse et plus continue.

3.3.2) description pédogénétique

Les sols donnent une impression de grande uniformité au niveau morphologique. Leur

texture est sablo-limoneuse avec une abondance d'éléments grossiers de toutes tailles: du

gravier au bloc.

Leur couleur est à dominante brun-noir, brun foncé jusqu'à l'arène donc avec beaucoup

de matière organique. Leur structure est mal exprimée, fine et peu cohérente. Les différents

horizons sont souvent mal individualisés. Dans le bassin en pelouse, l'argilisation est un peu

plus forte (on peut penser qu'il existe une meilleure conservation du manteau d'arènes

remaniées (Trévisan, in Durand, 1989)).

33

34

Figure 5 : le sol du bassin des Cloutasses (pelouse)(d'apres Dupraz. 1984)

Figure 6 : le sol du bassin de la Sapine (hêtraie)(d'apres Dupraz. 1984)

Figure 7 : le sol du bassin de la Latte (pessière)(d'apres Dupraz. 1984)

Figure 8:

o 2S0mlt---------=i,

CLOUTASSESDES

Cl • Sb et/ou Il < 1,0%li c 50::11I et/ou Il • 1,0%

Il • 60X

non hydrolllorplteslégère hydrom~ au delàde 50 cm de profondeurforte hrdromorphie 19ley desurfaceIl • 30"....- .... ..

sols humifères de Tersants: "'R"

code:Xa/ll~

1 \ X de blocs

type profDlldN'de sol moy~

sols lIIuNux / co\IuYQux : "A"

~aa::..J

1:·····...... .....................

LEGENDE

,CARTE DES SOLSBASSIN - VERSANT

35

Les profils se différencient essentiellement par la présence ou non d'un horizon minéral

et le degré d'hydromorphie. L'ensemble des profils montre une forte teneur en matière

organique qui diminue régulièrement avec la profondeur. Elle est expliquée par un blocage

climatique et chimique de son évolution ("rankérisation" et hydromorphie) et par

l'accumulation colluviale d'origine anthropique. Les sols de pessière possèdent les plus fortes

teneurs en matière organique suivis des sols de pelouse puis de hêtraie.

On note la présence de gibbsite dans les trois bassins, en quantité croissante avec la

profondeur Gusqu'à 5% dans l'arène), plus importante dans la Sapine.

Sur les sols de versants, il existe une couche d'humus de type mull-moder peu épaisse;

dans le bassin en épicéas, cette couche est plus épaisse. Les sols de versants sont apparentés à

des rankers modaux aux sols bruns et humifères, et aux sols bruns ocreux, avec parfois un

caractère colluvial marqué.

Les sols de bas-fonds sont tourbeux là où l'engorgement est permanent, et humiques à

gley quand l'horizon de surface s'assèche périodiquement.

Les horizons profonds sont constitués de formations alluvio-colluviales présentant

souvent une superposition de lits graveleux et de lits organiques.

La couverture pédologique se présente comme une mosaïque de sols, avec une certaine

homogénéité (voir figure 8), mais cependant de brusques variations spatiales de profondeur, de

pierrosité, de dégré d'évolution et de régime hydrique.

36

2ème PARTIE: LES DONNEES

Il • COLLECTE ET TRAITEMENT DES DONNEES

1) LES DONNEES DE PLUIE

1. 1) données hydrologiques

Le flanc Sud du Mont-Lozère est équipé depuis 1981 d'un réseau pluviométrique assez

dense (voir figure 3), en voie d'automatisation.

Les équipements de mesure comprennent:

.5 pluviographes "à augets basculeurs" Précis Mécanique: deux aux exutoires

des bassins les plus éloignés, pelouse et hêtraie, depuis 1981; et trois installés dans les parties

hautes des bassins depuis 1982.

• 8 pluviomètres totalisateurs répartis sur l'ensemble des bassins.

Nous disposons donc d'une chronique continue de la pluviosité du site avec une bonne

résolution spatiale.

La lame d'eau sur chaque bassin a été estimée sur neuf années de mesures en affectant à

chaque poste les coefficients de pondération déterminés par Dupraz (1984), en appliquant la

méthode des polygones de Thiessen (tableau 3).

postes pluviométriques

Sapine basse Escrin Cloutasses Cloutasses Lattebasses hautes

Cloutasses - - 0.4 0.3 0.3(pelouse)Sapine 0.5 0.5 - - -

(hêtraie)Latte (épicéas) - 0.1 0.1 0.2 0.6

Tableau 3 : coefficients utilisés pour le calcul des lames d'eau par bassin(d'après Dupraz, 1984)

Outre les erreurs de mesure inévitables dues à la variabilité spatiale de la pluie (estimée

à 5% sur la pluie journalière locale), le même auteur a calculé une erreur annuelle inférieure à

1% grâce à la composition des erreurs journalières considérées indépendantes.

37

La collecte de la neige pose un problème: est-elle vraiment représentative de la

précipitation réelle? Il semble que les tubes totalisateurs utilisés sur le Mont-Lozère possèdent

un bon coefficient de captation. Il reste cependant le problème de la remise en mouvement du

manteau neigeux, faisant planer un doute sur la quantité de neige participant effectivement au

bilan hydrologique, surtout dans le bassin en pelouse (Durand, 1989). Or, la part de neige

représente en moyenne 25% des précipitations annuelles avec un maximum de 40% en 85-86.

Sur l'année, l'erreur composée est estimée à 4% environ, et Durand (1989) adopte la

valeur de 5% en tenant compte des années très neigeuses.

1.2) données hydrochimigues

Depuis 1981, les pluies sont collectées épisode par épisode et analysées pour les

éléments suivants: Ca2+, Mg2+, K+, Na+, Cl-, S042-, Si et Nl4+, ce dernier de façon non

systématique. Depuis Juillet 1986, le pH, l'alcalinité, N03- et~+ sont analysés en routine.

Cependant, les modalités d'échantillonage ont varié en cours d'étude:

• de Juillet 81 à Juin 83, le point d'échantillonnage des apports hors couvert

était localisé à Gourdouze à 5 km à l'Est des bassins versants;

• depuis Juillet 83, il est situé près de l'exutoire du bassin en pelouse;

• depuis Février 87, un collecteur de pluie commandé par le début des averses a

été installé à proximité immédiate des collecteurs ouverts en permanence. Il est relevé en même

temps que ces derniers.

Une étude de variabilité spatiale effectuée de Juillet 84 à Juin 85 (Didon, 1985 in

Durand, 1989) n'a pu mettre en évidence de gradient altitudinal ou géographique pour la

qualité des pluies.

Trois collecteurs de pluviolessivats sont installés sur les deux bassins forestiers depuis

1981 pour mesurer les apports sous couvert. Un collecteur de pluviolessivats à ouverture

automatique a été installé en été 87 à la station des Urfiuits (située entre le bassin des

Cloutasses et le bassin de la Sapine), mais il a été abandonné en raison du peu de différence

constatée avec les autres collecteurs.

38

Depuis le 1/7/86, on dispose d'analyses pour les éléments suivants: Ca2+, Mg2+, K+,

Na+, Cl-, S, NlLt+, Si, pH, alcalinité et N03- (ce dernier depuis le 1/7/87). La quasi totalité

des épisodes pluvieux ont été prélevés de façon synchrone. Le dispositif de mesure s'est

développé graduellement depuis cette date.

Dupraz (1984) estime que l'erreur sur les apports des précipitations échantillonnées

varie de 5 à 30% selon les éléments et les années (tableau 4):

Ca:l+ Mg:l+ K+ Na+ cr SÛL1:l- NHL1+dclc 0.2 0.2 0.3 0.1 0.4 0.4 0.4

1° cycle 0.08 0.07 0.09 0.05 0.15 0.11 0.122° evcle 0.09 0.09 0.09 0.06 0.17 0.15 0.29

Tableau 4 : erreurs relatives sur les apports dissous dans les précipitations analyséesd'après Dupraz (1984)

où c est la concentration, H la hauteur d'eau~

10 cycle: de Juillet 81 à Juin 82

20 cycle: de Juillet 82 à Juin 83

Selon lui, l'erreur sur la concentration moyenne de l'averse a 4 origines:

• les erreurs dues au mode de prélèvement:

prélèvement partiel (débordement, fuites....),

pollution du prélèvement (déjections d'oiseaux, saletés de l'entonnoir de

réception)~

• les erreurs dues à l'évolution de l'échantillon avant l'analyse:

concentration par évaporation,

macération de débris végétaux,

corps d'insectes piégés;

• les erreurs dues à l'analyse:

les concentrations des eaux de pluies approchent parfois les limites de

détection des méthodes analytiques employées (Dumazet, 1983 in Dupraz, 1984);

• l'erreur due à l'extrapolation sur tout le bassin des concentrations mesurées

en un seul point.

39

dHlH-O,OS

2) LES VOLUMES D'EAU ECOULES

2.1) données hydrologiques

Les exutoires des trois bassins versants sont équipés depuis 1981 de seuils

limni~étriques en "V" en mince paroi, et de limnigraphes à flotteur OTT X.

Ces stations font partie du réseau ARHMA6 du Ministère de l'Agriculture. Depuis l'été

1988, on met en place progressivement des appareils à saisie électronique.

La courbe de tarage7 a été établie à partir:

• de jaugeages réalisés au micromoulinet et par dilution;

• de la courbe de tarage théorique pour le déversoir triangulaire;

• de l'évolution de la section mouillée quand la côte dépasse le haut du seuil.

Au delà des points de jaugeage disponibles, une extrapolation des vitesses moyennes de

l'eau a été effectuée.

C. Dupraz (1984), qui a traité en détailles modes d'acquisition des données

hydrométriques, conclut à une erreur pour la lame d'eau drainée d'environ 5% pour les

Cloutasses et la Sapine et 10% pour la Latte.

2.2) données hydrochimigues

Depuis 1981, les eaux écoulées sont échantillonnées à pas de temps fixe (de l'ordre

de 8 à 15 jours) pour les écoulements hors crues, et à pas de temps variable pour les épisodes

correspondant aux crues, selon un protocole mis au point par Dupraz (1984). La combinaison

des deux échantillonnages permet de reconstituer des "chémogrammes" qui donnent l'évolution

des concentrations des solutés au cours du temps.

Jusqu'au printemps 1986, les éléments suivants étaient dosés en routine: Ca2+, Mg2+,

K+, Na+, Cl-, S042-, Si, Nl4+, pH. Alcalinité etN03- sont analysés depuis 1987 (Durand,

1989).

Les pourcentages sur les charges solubles sont environ de 5 à 10% selon les éléments.

6procédure de dépouillement nonnalisée et informatisée du miIÙstère de l'agriculture.7elle permet de détenniner la relation qui existe entre les hauteurs d'eau relevées sur une échelle limIÙmétriqueet les débits qui leur correspondent.

40

Chaque échantillon d'eau a fait l'objet (Lelong et al., 1988):

• de mesures immédiates sur le terrain: température, conductivité, pH;

• de mesures rapides à proximité des bassins: dosage de l'alcalinité (par

titrimétrie), de N03-, Nl4+, Si(OH)4, Cl- (par colorimétrie) dans un délai de quelques heures;

• de mesures différées au laboratoire d'Hydrogéologie de l'Université d'Orléans:

dosage des sulfates (par turbidimétrie) et des cations Na+, K+, Mg2+, Ca2+ (par spectrométrie

de flamme).

3) L'EVAPOTRANSPIRATION POTENTIELLE

Jusqu'en Octobre 1986, les ETP totales mensuelles sont déterminées à partir des

valeurs d'ETP Turc (en mm), calculées à partir des valeurs de Nîmes par Mounkala.

Au delà et jusqu'en Juin 1990, nous avons utilisé les valeurs calculées par Benamara

(1991).

41

3ème PARTIE: LES BILANS HYDROLOGIQUES

III - HYDROLOGIE DES BASSINS

1) INTRODUCTION

Pour construire des bilans hydrologiques annuels, il faut choisir un découpage du temps

en cycles. Divers critères peuvent orienter ce choix (Dupraz, 1984); parmi ceux-ci nous

retiendrons:

• la disponibilité des données;

• la minimisation des variations de stocks hydriques; cela conduit à rechercher

les dates où les situations hydrologiques sont aussi proches que possible d'une année sur

l'autre. On adopte souvent la date de fin d'étiage.

Dans le cas des bassins du Mont-Lozère, la variabilité interannuelle des précipitations

mensuelles est telle qu'il est illusoire de chercher une date à laquelle corresponde une situation

hydrologique identique chaque année. Néanmoins, la période fin juin/début juillet étant en

général peu arrosée, un cycle hydrologique de juillet à juin a été défini par C. Dupraz.

Cependant, P. Durand (1989) a calculé les bilans hydrologiques pour les sept premiers

cycles, avec des limites différentes allant du 30 juin au 30 septembre. Il en est ressorti que si les

moyennes sur sept ans sont sensiblement identiques, les résultats annuels peuvent diverger de

façon notable, allant jusqu'à des écarts de 150 mm sur le déficit d'écoulement. En dépit de cette

restriction, et en l'absence d'estimations fiables de l'état des réserves hydriques et

hydrologiques, seuls les cycles de juillet à juin seront considérés ici.

2) LE CONTEXTE CLIMATIQUE

La région étudiée connaît un climat montagnard à tendance méditerranéenne. Les

modules pluviométriques annuels sont élevés: de 1300 à 2600mm (tableau 5).

La température moyenne annuelle est de 6°C.

42

Cloutasses Sapine Latte

altitude (m) 1290 1160 1390

moyenne annuelle (mm) 1833 1724.6 1944.3

Tableau 5 : modules pluviométriques annuels

Deux catégories de dépressions peuvent être à l'origine des précipitations:

• les dépressions océaniques d'ouest,

• les dépressions méditerranéennes du sud.

Les premières se produisent surtout en hiver mais arrivent au rebord oriental du Massif

Central fortement altérées et provoquent des précipitations faibles mais fréquentes.

Les secondes ont lieu au moment des équinoxes, et apportent des masses d'air humides

et instables. La barrière cévenole les empêche de monter plus au nord et provoque des

précipitations de type orographique, brutales et abondantes.

Le tableau 6 présente l'origine estimée des précipitations par C. Dupraz (1984):

Dépressions méditerranéennes du sud

Dépressions océaniques d'ouest

Orages locaux

Ori~ine inconnue

Le régime pluviométrique est nettement méditerranéen.

60%

20%

15%

5%

On observe une variabilité interannuelle des précipitations mensuelles importante:

le mois de novembre est le plus arrosé en moyenne (288 mm) mais il présente également la plus

grande variabilité: 7,8 mm en 1981 contre 680 mm en 1982.

Des précipitations journalières supérieures à 100mm y sont fréquentes: 400mm environ

en 36 heures les 7 et 8 Novembre 1982. Il existe également une rétention nivale de plusieurs

mOlS.

La période de 1988 à 1990 a été particulièrement sèche; seuls trois événements violents

ont été observés et la précipitation avoisine seulement 1300 mm en moyenne annuelle. De plus,

il est tombé très peu de neige en hiver.

43

Les précipitations moyennes mensuelles (figure Il) révèlent un régime de pluie bimodal

avec des maxima en automne (octobre-novembre) et au printemps (avril-mai), et des minima en

été Guillet-août) et en fin d'hiver (février-mars).

La corrélation des pluies journalières entre les bassins est excellente, due à leur

proximité.

3) LES ECOULEMENTS

Le régime des pluies étant pour le moins capricieux, on ne s'étonnera pas de retrouver

des cours d'eau de type torrentiels, capables de passer en quelques heures d'un étiage sévère à

une crue imposante (Durand, 1989).

3.1) Allure générale des hydrogrammes

La réponse des débits aux précipitations est très nerveuse (montée de crue en moins

d'une heure), ce qui est prévisible pour des petits bassins à faibles réserves.

La distance maximale (en suivant la ligne de plus grande pente) qui sépare un point

quelconque du périmètre du bassin d'un écoulement permanent à surface libre est brève, et

sensiblement identique dans les trois bassins:

pelouse: 500 m hêtraie : 400 m pessière : 600 m

Elle décroît peu en cours de crue dans le bassin de la Latte où le réseau hydrographique

ne s'étend guère en crue. Dans les autres bassins, elle décroît assez fortement (Dupraz, 1984).

Les temps de concentration sont faibles: dans le bassin des Cloutasses, où la longueur

du cours d'eau est la plus grande, il ne faut pas plus de 30 minutes pour que l'eau qui parvient

dans le réseau de drainage atteigne l'exutoire.

En crue, le bassin en pelouse présente le pic de ruissellement le plus accentué, et le

bassin d'épicéas le plus atténué. La décrue est par contre la plus rapide dans la hêtraie et la plus

lente dans la pessière.

Les étiages sont les plus soutenus dans .la pessière, et les plus marqués dans la hêtraie.

44

300

250

200

150

100

50

oJuil Août Sept Oct Nov Déc Janv Fév Mars Avr Mai Juin

Figure 9 : répartition des pluies moyennes mensuelles (mm) sur le bassin des Cloutasses

4S

300

250

200

150

100

50

o

• Lames d'eaup~Me (mm)

o Lames d'eau ~ulée (mm)

Juil Août Sept Oct Nov Déc Janv Fév Mars Avr Mai Juin

Figure 10 : comparaison des lames d'eau moyennes mensuelles précipitées et écoulées(bassin des Cloutasses)

46

3.2) L'écoulement rapide

Il est en moyenne peu important. Dupraz (1984) a constaté, à l'aide d'une

décomposition polynomiale des crues sur deux années de mesures Guillet 1981 - juin 1983),

que l'écoulement rapide décroît du bassin en pelouse au bassin de hêtres et au bassin d'épicéas.

Les moyennes sur 7 ans (Durand, 1989) confirment ces résultats avec respectivement 7,2%,

3,8% et 2,8%. Il est probable que les cycles 1988/89 et 1989/90 contribuent à diminuer

légèrement ces pourcentages, en raison de leur faible pluviométrie; en effet, on observe de

l'écoulement rapide essentiellement pendant des épisodes de crues pluviales ou de fonte de

stocks importants de neige.

3.3) Le tarissement

Du fait de leur régime pluviométrique très irrégulier, les bassins du Mont-Lozère

connaissent de longues périodes sèches, hiver comme été.

En été, la végétation puise dans la réserve hydrique ce qui a pour conséquence une

décroissance plus rapide des débits en saison sèche dans les trois bassins. Cependant, les

étiages sont plus soutenus dans la pessière ce qui est lié, d'après Dupraz (1984), à un

déterminisme géomorphologique (la nappe est peu accessible aux racines des arbres) plutôt

qu'à la nature de la végétation.

4) LE DEFICIT D'ECOULEMENT

Par définition, le déficit d'écoulement est la différence entre la lame d'eau précipitée et

la lame d'eau écoulée. Il représente la somme algébrique de deux termes: l'évapotranspiration

réelle et la variation de stock:

DE=ETR+~S

La comparaison des variations mensuelles des lames d'eau incidentes et écoulées

(figure 12) montre que:

• elles sont grossièrement parallèles;

• de juin à novembre la courbe des débits est nettement inférieure à celle des

précipitations, essentiellement du fait d'une forte évapotranspiration;

47

• en hiver, se pose le problème de la neige qui introduit un terme de variation de

stock. Il existe une forte variabilité interannuelle:

. - l'hiver 1987-88 a été fortement arrosé mais sous forme de pluie, il en

résulte une bonne corrélation entre pluie et débit,

- par contre, en hiver 1985-86, de grosses quantités de neige sont

tombées sur un sol froid et peu humide et n'ont été évacuées qu'en avril.

En ce qui concerne le terme d'évapotranspiration réelle (ETR), il est préférable de

dissocier évaporation et transpiration. Un couvert forestier sec ne transpire pas plus qu'une

prairie; par contre, s'il est mouillé, il évapore beaucoup plus qu'une prairie mouillée (Lamure,

1986). Il faut tenir compte par ailleurs du fait qu'une forêt de feuillus ne recouvre pas de façon

permanente le sol.

Ceci posé, nous pouvons remarquer que jusqu'en 1985, les deux forêts présentent une

ETR identique (600mm) de 200mm supérieure à la pelouse. L'écart est plus important en année

sèche qu'en année humide. On peut donc conclure à une meilleure gestion des réserves en

période sèche pour les forêts (Durand, 1989).

Notons également qu'en ce qui concerne les deux bassins forestiers, l'identité des ETR

est relative, du fait de leur différence d'altitude. Il est probable qu'à altitude égale la pessière

montrerait un déficit d'écoulement plus fort.

La coupe de la pessière en 1987 a entraîné des modifications du comportement

hydrologique du bassin versant et notamment une diminution notable du déficit d'écoulement;

en effet, en 1988, le déficit d'écoulement a été plus bas à la Latte que dans les deux autres

bassins.

48

4ème PARTIE: LES BILANS HYDROCHIMIQUES

IV - L"HYDROCHIMIE DES BASSINS

1) LES ENTREES ATMOSPHERIQUES

Les eaux de pluies sont très peu chargées: leur charge totale ne dépasse pas

250 J,leq.l-1. Elles sont acides et présentent un pH moyen de 4.9.

Une description statistique effectuée parP. Durand (1989) montre que la composition

chimique des pluies est très variable (tableau 7): les coefficients de variations vont de 75 à

200%.

La figure Il présente les proportions relatives des différents éléments dans la balance

ionique: on observe qu'elle est déséquilibrée, ce qui est dû, selon Durand, à la somme des

erreurs analytiques, peut-être accentué par le fait que les moyennes ne sont pas calculées sur la

même période pour tous les paramètres.

Dans les eaux de pluies, on constate que l'ion dominant est le sulfate, suivi de l'ion

calcium puis de Na+ et CI-.

On peut faire les observations suivantes (tableau 8):

• Les paramètres ont des variations très chaotiques au cours du temps; il

n'existe pas de tendance temporelle nette.

• La variabilité interannuelle est assez élevée (CV de 20 à 40%); les éléments

d'origine marine (CI-, Na+, et Mg2+) sont les moins variables.

• Deux cycles se détachent des autres:

• en 1983-1984, les concentrations en soufre sont supérieures de 50% à

la moyenne;

• le cycle 1985-86 montre des concentrations fortes pour la plupart des

éléments, surtout pour l'ion calcium, ce qu'on peut interpréter comme des arrivées de

poussières sahariennes plus fortes qu'en moyenne. Ce cycle est également le moins humide.

Notons que le cycle 1983-84 est lui aussi plutôt sec mais on y observe une

augmentation notable des concentrations uniquement pour l'ion sulfate.

P. Durand (1989) écarte la possibilité d'erreurs analytiques ou de pollution

systématique d'échantillons (trois analyses trop suspectes ont été écartées). Aucun pic similaire

de sulfate n'a été relevé dans la littérature et les années 80 présentent même des émissions de

soufre dans l'atmosphère moindres (Bonneau et Landmann, 1988, in Durand, 1989).

49

chargeH+ Ale. Ca Ma K Na CI S04 N03 NH4 Si toto

n 119 121 179 180 175 1n 172 169 n 152 169 61moy 13.1 2.4 35.5 11.7 5.5 28.5 29.5 84.1 22.2 21.4 1.6 247

arithmmoy. 13.6 -1.2 31 10.6 4.4 25.8 26.9 72.4 21 17.3 1.2 237.2pond.écart- 16.9 -1.2 27.5 7.8 5.1 40.4 28.1 75.4 14.8 18.4 2.6 104.1type

mini 0.1 39.1 5 2.5 0.3 6.5 1.1 2.1 0.7 0.7 0 83.9max! 81.3 -80 189.6 38.7 33.8 212.6 203 624.6 67.1 107.1 21.1 542.6caer. 130 170 n6 66.7 93.3 94.2 83.8 89.7 66.6 86.1 160 42.1

devar.

Tableau 7 : composition chimique des pluies:description statistique de la population d'échantillons étudiée,récoltée entre 1983 et 1988 - concentrations en J1eq.l-l (Jlmoles.l-l pour Si); d'après Durand, 1989

Cycle H+ Ale. Ca Mg K Na CI S04 N03 NH4 Si

1981/82 1554 24.1 9.5 3.1 39.6 36.7 55.9 22.1 1.1

1982183 2474 39.3 8.3 3.1 27.6 24.8 50.7 31.7 0.2

1983184 1473 20 11.1 3.1 25.7 327 84.2 15.1 0.7

1984185 2154 (37.2) (3.8) 27.5 7.1 2.5 20.4 22.4 62 15.9 1.5

1985186 1387 11 21.4 59.1 14.1 5.9 38.4 40.5 74.3 11.9 1.4

1986187 1978 18 -10.4 25.7 11.6 4.8 29.1 29.5 79.7 17.1 26.1 0.8

1987/88 2680 19.4 -6.3 33.2 11.3 6.1 26.8 27.7 63 23.4 16.5 0.3

Moy. pond. 1957 18.3 -1 32.5 10.2 4.1 27.7 29.4 65.7 20.7 20.5 0.8

Coef. var. 26 40.5 22.2 36 19.2 21 28.4 35.4 60

Tableau 8 : compositions moyennes pondérées annuelles des pluiesbassin des Cloutasses (pelouse)

concentrations en J1eq.l-l (Jlmoles.l-1 pour Si)d'après Durand, 1989

50

CI

804

N03

NH4

Ca

Na

Figure 11 : composition moyenne des pluies (1981-1988)(d'après Durand. 1989)

51

II n'existe pas de tendance saisonnière marquée: la concentration en sulfate est

légérement supérieure en hiver (94 Jleq.l-l contre 73 Jleq.l-l en été), mais des épisodes de

pollution intense n'ont pas été identifiés ici.

II n'a pas été observé de différences significatives entre les concentrations de pluies et

de neige.

En reportant les flux annuels d'éléments en fonction de la lame d'eau incidente annuelle,

le même auteur constate deux types de comportement:

- une tendance à l'augmentation des apports quand la lame d'eau augmente

(i.e. une concentration constante), signe d'une source non limitée. C'est le cas pour Ca2+, S,Na+ Cl-', ,

- des apports sensiblement constants quand la lame d'eau augmente

(Le. dilution), signe d'une source limitée. C'est le cas pour Si, K+, Mg2+, et N.

Ces résultats sont à prendre avec précaution car les phénomènes en jeu et les multiples

origines possibles pour la majorité des éléments peuvent laisser penser que seuls des épisodes

très particuliers (pluies rouges par exemple) permettent de relier la trajectoire des masses d'air

et les concentrations.

Une analyse en composantes principales effectuée par Durand (1989) donne les

informations suivantes sur l'origine des éléments:

• éléments d'origine marine: Na+, CI-, Mg2+

• éléments d'origine continentale: Ca2+, K+, Mg2+, Si, NH4+, liés à l'alcalinité

• éléments d'origine anthropiques: S042-, Nl4+, N03-, W

La contribution des sels marins représente 30% de la charge totale; l'influence maritime

est donc forte du fait:

• d'une distance à la mer assez réduite (80 km)

.• de la fréquence des vents de secteur sud, violents et liés aux précipitations

(Dupraz, 1984).

Si le pH moyen de 4,9 indique des pluies environ cinq fois plus acides qu'en l'absence

de tout autre acide que le C02 atmosphérique, l'alcalinité n'est que légèrement négative

(-2 Jleq.l-l) et par conséquent, l'acidité apportée reste très modérée (Durand, 1989).

De plus, les apports sahariens provoquent une nette augmentation du pH.

52

2) COMPOSITION CHIMIQUE DES EAUX DE RIVIERE

Les eaux des trois cours d'eau sont très diluées: la charge totale est de l'ordre de

10 mg.l-1; elles sont peu acides avec un pH moyen voisin de 6.

Leur composition est dominée par S042-, Ca2+, Si et Na+. La variabilité des

concentrations est beaucoup plus faible que dans les eaux de pluies avec des coefficients de

variation autour de 20%.

Les différences entre les trois ruisseaux sont peu importantes; cependant, la pessière se

distingue par des concentrations plus élevées, surtout en calcium et sulfate (tableaux 9 à Il).

L'ion Na+ domine Ca2+ dans la hêtraie, tandis que c'est l'inverse dans la pessière et que

dans la pelouse, ils sont en quantité voisines. Les pH sont très voisins; cependant l'alcalinité est

légèrement supérieure dans la pelouse et plus faible dans la hêtraie.

Quelques analyses d'aluminium en Mai 86 indiquent des niveaux très faibles à la Sapine

(moins de 1 Ilmol.l-1) et aux Cloutasses (environ 1,5 Ilmol.l-1), et légèrement plus élevés dans

la pessière (environ 3,5 Ilmol.l-1)

L'observation des graphiques de concentrations en fonction du temps nous apportent

les informations suivantes:

Les courbes des trois bassins sont relativement parallèles; cela indique qu'ils

répondent à peu près de la même façon aux variations climatiques:

On observe des pics de concentrations à la reprise de l'écoulement en automne

pour la plupart des éléments: ils sont très marqués pour Mg2+ et Na+, très aigus pour K+, et

plus irrégulier pour Cl- et S042-. On remarque cependant qu'ils sont inversés pour Si; cela

signifie que les étiages d'été ont un effet retardé sur les concentrations mis à part pour la silice.

La nappe alimentant les basses eaux n'est pas significativement plus concentrée, mais une

sécheresse prolongée des sols favoriserait les lixiviations lors de la reprise du drainage

(Durand, 1989). Après les étiages hivernaux importants des cycles 1983-83 et 1987-88 où on a

observé plus de trente jours sans pluie, des pics similaires ne sont pas notés.

53

H+ Ale. Ca Ml:! K Na CI S04 N03 NH4 Sin 92 108 353 364 374 364 376 345 71 152 355

moy 0.9 33.4 54.8 25.8 7.5 48.9 32.4 58.7 6.9 1.5 42.3arithmmoy. 1.7 25.0 55.8 25.1 8.1 47.7 32.9 58.7 6.0 0.2 39.2pond.écart- 0.6 14.9 9 3.7 3.3 8.6 11.4 18 6.5 2.1 9.7type

mini 0.1 0.7 24 13.2 3.6 13.5 9.9 6.2 0 0 6.1maxi 3.9 65 97.8 44.4 28.4 87 86.3 124.9 32.1 10 66.8coef. 66% 45% 16% 14% 43% 18% 35% 31% 94% 139% 23%

devar.

Tableau 9 : composition chimique de la rivière des Cloutasses:description statistique de la populationd'échantillons étudiée, récoltée entre 1981 et 1988 - concentrations en lleq.l-l (JJmoles.l-1 pour Si);

d'après Durand, 1989

H+ Ale. Ca Ma K Na CI S04 N03 NH4 SIn 70 85 326 317 326 317 328 305 61 128 304

moy 1.1 20.9 40.3 25.6 5.3 51.8 39.1 60.5 1.8 1.7 48.7arithmmoy. 1.5 17.9 41.2 25.4 5.9 51.8 39.9 65.6 1.3 1.8 43.9DOnd.écart- 0.5 12.8 6.5 3.4 2.5 8.3 9.1 16 2.1 2.7 9.7type

mini 0.2 -9.1 18.5 10.7 1.8 17.8 16.9 21.9 0 0 6.4maxi 2.5 60.7 67.9 41.1 19.2 82.6 80.7 136.4 7.9 13.6 68.9coef. 43% 61% 16% 14% 47% 16% 23% 26% 115% 165% 20%devar.

Tableau 10 : composition chimique de la rivière de La Sapine:description statistique de la populationd'échantillons étudiée, récoltée entre 1981 et 1988 - concentrations en Ileq.l-l (JJmoles.l-l pour Si);

d'après Durand, 1989

H+ Ale. Ca Ml:! K Na CI S04 N03 NH4 Sin 86 97 329 320 327 318 324 313 94 140 315

moy 1.2 25 71.9 45.6 7.2 56.9 45.7 76.5 58.9 2.8 45.4arithmmoy. 1.9 16.3 77.2 46.8 8.5 58.4 46.6 82.1 63 7.7 42.7pond.écart- 0.8 18.6 14.2 9.1 3.2 8.7 8.3 15.7 55.7 5.5 8.5typemini 0.2 -5.3 34.4 20.6 . 2.6 33.9 31 41.6 0 0 8.2maxi 3.8 71 136.7 88 23.8 99.1 78.4 143.7 192.9 35.7 70eaef. 68% 74% 20% 20% 44% 15% 18% 21% 95% 196% 19%devar.

Tableau 11 : composition chimique de la rivière de La Latte:description statistique de la populationd'échantillons étudiée, récoltée entre 1981 et 1988 - concentrations en Ileq.l-l (JJmoles.l-1 pour Si);

d'après Durand, 1989

54

En 1985-86, le pic est reporté en hiver et surtout au printemps: il est très

accentué pour S042- et Ca2+ dans les forêts et fait suite à une sécheresse automnale

exceptionnelle et à un hiver très enneigé.

Les changements liés à la coupe dans la pessière consistent en une augmentation

des concentrations en Ca2+, Mg2+, Na+, K+ et N03- que l'on observe en 1986-87 c'est à dire

un an plus tard qu'en hydrologie; on observe également une tendance à la baisse pour S042-.

55

CHAPITRE 3 : APPLICATION

1- APPLICATION DU MODELE HYDROLOGIQUE

1) LE MODELE AUTOJI

1.1) Introduction

Les modèles JOUR et AUTOJOUR sont dérivés du modèle hydropluviométrique au pas de

temps journalier développé par M.Ibiza (cahiers ORSTOM, Ibiza, 1984).

Le modèle AUTOJOUR est un modèle global à calage automatique, utilisant une procédure

d'optimisation de Rosenbrock sur sept, huit ou neuf paramètres, selon les cas.

La version AUTOJ2 s'applique plus particulièrement aux zones climatiques déficitaires tandis

que la variante AUTOn est à usage plus général. Elle introduit le concept d'un bassin dont la

nappe est limitée par un "plafond". Ceci permet la prise en compte de phénomènes de type

aires contributives.

Le modèle AUTOn a été appliqué pour décrire l'hydrologie des bassins adjacents des

Cloutasses et de la Sapine. Cette étude a été entreprise dans le but de:

• tester l'application du modèle en prélude à une description hydrochimique à

l'aide du modèle MAGIC;

• fournir un nouvel aperçu du fonctionnement hydrologique de bassins de

montagne méditerranéenne.

1.2) Concepts du modèle Autojour

(Le schéma structural du modèle est présenté figure 12).

1.2.1) les fonctions de production

1.2.1.1) calcul de l'évapotranspiration

Les échanges de la partie superficielle de l'horizon végétal entre le sol et l'atmosphère

s'inspirent des observations suivantes:

• progression d'un front d'humidité et prélèvement par les racines en surface;

• interception de la pluie par l'horizon racinaire, qui diminue lorsque l'averse

devient plus rapide;

• spatialisation de la zone racinaire, seule une fraction du bassin étant

recouverte par l'horizon végétal.

56

.---- ---'-1~-~*~PJ~lPJ 1 X*PJ

ID2=DEFMAX-DU+DI~

ID1=CUM*D21-------~>EC=X*A*PJ-D1-DEFMAX

fD=X*A*PJ-H-EC 1

S1=S-FN

lRS=Q*S1

>

EBAS2=HNAP(1-EXP(-AL»

EB2=EB*(HNO-HNAP)/HNO

ER2

~

ER1 =EV*(DU-D)/DUER2=PNMIN*(EV-ER1 )

EB=S-RS

t ~EB1 .

EB2 [ LJEBASl=HN1*(1-EXP(-24*R2»

EB1=EB-EB2>

ECT

ECT=EC+RS+EBAS1+EBAS2

Figure 12 : schéma structural du modèle AUTOn

57

On considère un réselVoir de dimension variable DU simulant la progression,dans

l'horizon végétal,du front d'humidité. La limite supérieure de ce réselVoir est DEFMAX et il

présente un déficit D (voir figure 13).

Le déficit total du sol sera:

D2=DEFMAX-DU+D

DEFMAX est un paramètre du programme.

La fraction Dl du déficit reconstitué pendant l'averse dépend de la brutalité de l'averse,

donc du climat.

CLIM est un paramètre du programme qui détermine la fraction Dl de D2 ce qui permet

d'évaluer les conditions initiales d'humidité du sol:

Dl=D2.CLIM

~

:1CI)

'aCo­o~

a.

• Zone encore asséchée• Stock actuel dans DUo Déficit dans DU

Période d'asséchement

~

:1CI)

'aCo­o~

a.

• Zone encore sèche du sol• Front de réhumification DU

Période de réhumification

Figure 13 : progression du front d'humidification dans le réservoir variable DU

58

L'évapotranspiration réelle, ERI est proportionnelle à la quantité d'eau DU-D qui se trouve

dans le réservoir DU:

ERI = ETP. DU - DDU

Le calcul détaillé de ERI dans le réservoir DU est reporté en annexe B

1.2.1.2) la fonction de partition

La pluie journalière reçue par la fraction X du bassin recouverte par l'horizon végétal,

est répartie en deux quantités:

une fraction PD qui va alimenter le réservoir de dimension variable DU;

une fraction qui alimente le réservoir S. Ce réservoir représente la quantité d'eau

disponible pour l'écoulement.

Une troisième quantité EC correspond à l'écoulement rapide dû aux pluies

exceptionnelles. EC est pratiquement toujours nul.

La fonction de partition est simulée par un réservoir de partition de capacité HO, prise

égale à DEFMAX

EC =X.A.PJ-DI-HO

PI est la pluie journalière régionale;

A est le coefficient de passage entre la pluie régionale et la pluie du bassin; A vaut 1 lorsque la

pluie moyenne du bassin est égale à la pluie régionale.

La hauteur d'eau disponible dans le réservoir de partition est:

H =X.A.DI-EC

et la quantité d'eau qui entre dans le réservoir de dimension variable DU est:

PD =X.A.PJ-H-EC

59

1.2.1.3) le réservoir S

Il regroupe la quantité d'eau du réservoir H et la pluie qui est tombée sur la partie (l-X)

du bassin:

S = H + (l-X).A.PJ

Ce réservoir génère les deux types d'écoulement, rapide et lent, qui s'ajoutent à EC

pour constituer le débit à l'exutoire.

a) l'écoulement rapide

On observe généralement une bonne corrélation entre écoulement rapide

(ruissellement+ ressuyage rapide externe) et la pluie disponible.

Elle est représentée ici par trois tronçons de droite:

• le prenùer, confondu avec l'axe des x, de longueur FN représente la

part de l'eau disponible qui percale totalement. L'expérience montre en effet que les petites

pluies ne provoquent pas d'écoulement rapide.FN est un paramètre du programme,

• le deuxième, de pente Q, traduit la perméabilité du bassin. Q, qui varie

de 0 à l,est le coefficient d'écoulement rapide du bassin,paramètre essentiel du programme,

• le troisième, parallèle à la première bissectrice, est positionné par le

paramètre HO. TI ne sert que pour les fortes averses. On peut prendre HO = DEFMAX (voir

figure 14).

EC

/

//

//

//

p

pluie disponible

Figure 14 : corrélation entre écoulement rapide et pluie dispomble

60

Il en résulte que l'écoulement rapide RS est:

RS =Q.(S-FN)

b) l'écoulement lent

La quantité d'eau qui percole EB est déduite de ce qui précède par:

EB=S-RS

1.2.1.4) les écoulements souterrains: partage entre tarissement et

drainage rapide

La restitution des nappes à la rivière se fait selon deux dynamiques:

• une dynamique lente: c'est le tarissement proprement dit qui se produit

à partir des nappes quasi-pérennes de bas fond. Elles sont limitées par un "plafond" et

constituent le réservoir nappe. Ce "plafond" est représenté matériellement sur le terrain par les

"sources temporaires perchées" et se traduit dans le modèle par une hauteur maximale du

réservoir nappe HNO, physique et invariable dans le temps. C'est une restitution basse à la

rivière.

• une deuxième dynamique assez rapide est un amalgame de drainage

dans les bas fonds lorsque la nappe est assez proche, de drainage de nappes perchées'

superficielles, et de drainage rapide de la nappe.

La partie aérée des sols, au dessus du Ilplafond" du réservoir nappe, est susceptible de

se saturer pratiquement jusqu'en surface, et de se drainer rapidement par l'intermédiaire des

"sources temporaires perchées" dont les débits peuvent être importants. Cette seconde

dynamique est la plus importante dans les régions bien arrosées. On peut la qualifier de

restitution haute à la rivière.

La différence entre ces deux types d'écoulement apparaît de façon manifeste sur les petits

bassins (jusqu'à 300 km2).

61

al le réservoir nappe

EB2 est la fraction qui alimente le réservoir nappe et produit un écoulement de

tarissement EBAS2. La valeur de EB2 est évaluée au pro-rata du déficit dans le réservoir

nappe. Elle se calcule par la formule:

EB2 = EB(HNO-HNAP)/HNO

Le bilan du réservoir nappe s'écrit:

HNAP = HNAP+EB2-EBAS2(précédent)

L'écoulement EBAS2, rapporté au bassin, est calculé par la formule exponentielle:

EBAS2 = HNAP[l-EXP(-AI)]

dans laquelle Al est le coefficient de tarissement exprimé en jour- l . C'est un paramètre du

programme.

On retranche du niveau de la nappe l'évaporation de la partie du bassin où la nappe

affleure, fixée par la fraction PNMIN.

PNMIN est un paramètre du programme. Il correspond à la fraction minimale d'affleurement

de la nappe en saison sèche: pourcentage de lacs, marais ou rizières.

ER2=PNMIN(EV-ERl)

siHNAP <ER2

ER2=HNAP

HNAP=O

si HNAP> ER2

HNAP = HNAP-ER2

hl drainage rapide de la nappe

EBI alimente la capacité de stockage au dessus du "toit" lINO qui se vidange

rapidement, ou encore la zone aérée qui produit du ressuyage lent. Elle se trouve à faible

profondeur. Ces zones peuvent, au moins partiellement, saturer l'horizon de surface. Elle

produit du drainage rapide (ou du ressuyage lent) selon une dynamique exponentielle avec un

coefficient de drainage rapide R2, exprimé en heure-l,

62

R2 est un paramètre du modèle, mais on constate qu'il varie assez peu et qu'il est en

relation avec la pente du bassin. R2 peut s'évaluer par exemple en fonction de l'indice global de

pente (DUBREUIL) par la formule empirique:

R2 = O.0l1(1+IG/200) en H-l et IG en mlkm

La répartition entre ces différents types d'écoulement se fait selon un principe de

débordement de la nappe:

EBl =EB-EB2

Le bilan du niveau de cette capacité de stockage s'écrit:

HNl =HNl+EBl-EBASl(précédent)

où EBAS1 est l'écoulement de drainage rapide rapporté au bassin:

EBASl=HN1[l-exp(-24.R2)]

1.2.2) la fonction de transfert

Elle est limitée à un simple processus d'amortissement.

L'amortissement est décrit par un processus de stockage et de déstockage d'une

capacité de niveau HT et le coefficient de transfert est XT , paramètre du programme.

L'écoulement produit est:

ECl = XT(HT(antérieur)+EC+RS)

et le niveau bilan s'écrit:

HT = HT+EC+RS

L'écoulement total produit est :

ECT = ECl+EBASl+EBAS2

63

2) MISE EN FORME DES DONNEES D'ENTREE DU MODELE

Le modèle nécessite en entrée une seule série de pluies journalières:

• données mesurées à une station représentative des événements pluvieux sur

l'ensemble du bassin;

• ou données calculées (moyennes pondérées de données mesurées à plusieurs

postes pluviométriques) qui sont censées être représentatives des précipitations sur l'ensemble

des bassins (notre cas).

Elles sont exprimées en 1/10 mm.

Les débits observés sont au pas de temps journalier et sont exprimés en l.s-1.

La dernière année hydrologique peut ne pas être complète. Les séries de données

doivent être continues et chronologiques.

Les données d'évapotranspiration potentielle sont douze valeurs représentant les

moyennes mensuelles journalières d'une année calendaire donnée.

Le modèle permet également la possibilité d'entrer douze valeurs représentant des

moyennes mensuelles journalières interannuelles. Elles se succèdent dans l'ordre calendaire (de

janvier à décembre).

Elles sont exprimées en mm.j-l

Huit ans de valeurs journalières peuvent être étudiés au maximum.

Le modèle demande également comme données d'entrée, un fichier de paramètres qui

contient les caractéristiques du traitement et les valeurs de certains paramètres non optimisés

automatiquement.

3) CALAGE DES PARAMETRES

Le modèle AUTOJOUR est à calage automatique, et utilise la procédure d'optimisation

de Rosenbrock.

Le calage automatique consiste à déterminer le jeu de paramètres du modèle optimal

sans la présence d'un opérateur effectuant des choix (Dezetter, 1991, Pickup, 1977). Les

fonctions de calage font évoluer les paramètres un par un et un seul paramètre à la fois, ce qui

n'est pas très satisfaisant car certains paramètres devraient pouvoir évoluer simultanément, par

couple.

64

La fonction critère est une fonction non linéaire pour laquelle on recherche le minimum

ou le maximum à raide d'une méthode d'optimisation; elle doit tendre vers une valeur donnée

(minimum, maximum ou constante donnée) lorsque les valeurs calculés tendent vers les valeurs

observées.

Les fonctions critères sont basées, dans l'ensemble, sur le calcul de la moyenne

pondérée ou de la moyenne des carrés de l'écart entre les débits observés et les débits calculés.

Ce calcul se fait habituellement jour par jour. Les auteurs du modèle AUTOJOUR ont préféré

effectuer le calcul de l'écart sur des moyennes coulissantes de 5 jours, car sur les petits bassins

versants, les forts débits journaliers calculés sont parfois décalés de douze à vingt-quatre

heures par rapport aux débits observés selon l'heure de l'averse (la pluie est relevée en principe

de sept heure à sept heure).

De plus, pour rapporter l'écart au débit observé, il faut que ce débit soit non nul. Cela

revient à éliminer toutes les valeurs nulles qui sont pourtant des observations à part entière.

Les auteurs du modèle rapportent les écarts au débit moyen observé sur toute la période:

QOMOY

Si Q5C est la moyenne coulissante sur cinq jours des débits calculés et Q50 la

moyenne sur res débits observés, la fonction critère s'écrit alors:

F = [Li = 1,0 ABSi (Q5C - Q50) / QOMOY)]/(n-5)

où n est le nombre de jours de la période.

Il s'agit d'un critère volumique.

Le calage a été effectué sur les deux cycles hydrologiques 198811989 et 198911990

pour les raisons suivantes:

• un problème dû à la neige: le modèle AUTOn ne prend pas en compte

les précipitations sous forme de neige; les deux cycles choisis sont ceux qui comptent le moins

de précipitations neigeuses.

• les données hydrochimiques dont nous disposons vont de Juillet 1981

à Juin 1988; pour que le couplage du modèle AUTOn avec le modèle MAGIC soit proche de

conditions opérationnelles, il est préférable que les données issues du modèle hydrologique

proviennent d'une procédure de validation.

65

4) RESULTATS

4.1) Résultats

Le coefficient de corrélation entre débits mensuels observés et calculés donne de bons

résultats pour les deux bassins (tableau 12):

PELOUSE HETRAIE

Période de calage 0.98 0.97

cycles 88/89 et 89/90

période de validation 0.93 0.94

Uuillet 81-juin 88

Tableau 12 : valeurs des coefficients de corrélation

Les résultats des calages des paramètres correspondant aux figures 16 à 30 sont

consignés dans le tableau 13:

valeurs des paramètres PELOUSE RETRAIE

SURFBV (km2) 0.81 0.54

CLIM 0.329 0.518

DEFMAX (l/10mm) 1798 1690

XX 0.84 0.97

FN (1/10 mm) 608.2 557.2

Q 0.43 0.37

R2 0.019 0.021

Al 0.05 0.062

HNO (1/10 mm) 1813 2134

HNAPO (1/10 mm) 1483 516

Tableau 13 : valeurs des paramètres du modèle AUTOJI après calage.

nota: la signification des paramètres est reportée en annexe C.

66

4.1.1) les paramètres fixés

Nous avons fixé le déficit initial du réservoir DU (DEFDEB) à 110 mm pour le bassin

en pelouse et 70 mm pour le bassin de hêtres, fin d'obtenir le meilleur ajustement possible des

débits observés et calculés sur le premier mois de simulation.

La fraction PNMIN qui représente le pourcentage de lacs et marais a été fixée

arbitrairement à 0.25 et 0.05, respectivement pour la pelouse et la hêtraie. Elle représente la

fraction aflleurante de la nappe, qu'on peut matérialiser sur le terrain par les sols de bas-fonds

tourbeux où l'engorgement est permanent (voir § 2-3.3).

Nous avons fixé le paramètre COEF à 1 en estimant que nous avions les valeurs de

l'ETP du bassin.

La végétation des deux bassins est homogène; c'est pourquoi nous avons attribué une

valeur nulle au paramètre Pl (fraction peu active du bassin amont).

La pluie moyenne du bassin est bien connue; nous avons donc fixé A = 1;

XT : c'est le coefficient de transfert de surface; étant donné que nous travaillons sur des

petits bassins, nous lui avons imposé la valeur 1.

4.1.2) les paramètres calés

Les valeurs du coefficient d'hétérogénéité de l'horizon racinaire XX sont élevées et

semblent respecter les ordres de grandeurs observés par Dupraz (1984): il est supérieur dans la

hêtraie et recouvre pratiquement l'ensemble du bassin.

Les valeurs de DEFMAX sont fortes par rapport aux estimations de P. Durand (1989)

qui s'élèvent à 70 et 65 mm respectivement pour la pelouse et la hêtraie. Cependant, les

différences d'un bassin à l'autre sont respectées (DEFMAX est supérieur dans la pelouse).

Le seuil d'infiltration FN lorsque l'horizon racinaire est réhumidifié est élevé et du

même ordre de grandeur dans les deux bassins. Il est cependant inférieur dans la Sapine.

Les coefficients d'écoulement rapide des bassins (Q) sont faibles, du même ordre de

grandeur, mais inférieur dans la hêtraie. Cela traduit une bonne perméabilité du bassin,

meilleure dans la Sapine.

67

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 1981/19B2

D 248 _Qo seb c 1i 188ts

e 128n •1/ €lBs

JU IL AOUT SEPT ocro NOVE DECE

BASSIN DES CLOUTASSES

De 1288bits 8 B

CYCLE 198211 983

e ~

n

1 488/s

JUIL AOUT JANV FEVR JUIN

Figures 15 el 16 . graphique de simulation des débits dans le bassin des Cloutasses (pelouse)

68

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 1983/1 984

D 4aB _._Qo

ebi 388ts

e Z8811

1/ 188s

.

.~

JII'lil IlJU L AOUT SEPT OCTO HOVE DECE JAHlJ

T

JUIN

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 198411985

De 988bit

s 688

e11

1 308/

s

JUIL AOUT DECE JANV FEV:R

Qob

Q

ttA 1 JUIN

Figures 17 et Ig graphiques de simulation de débits clans le bassin des Cloutasses (pelouse)

69

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 1985/1986

De 388bitS ZBB

en

1 1B8/S

JU IL AOUT SEPT OCTO NOVE

_Qo s

_Qcal

11Il~,",",,,,,,,",

JUIN

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 198611987

D BEtEl obseb ai &88tS

e 4EtEln

1/ 288

S

JUIL AOUT SEPT OCTO JAHV MAI JUIN

Figures 19 et 20 , graphiques de simulation des débits dans le bassin des Cloutasses (pelouse)

70

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 1987/1988

De 6B8bits 4BB

_Qabs

al

en •1 2BB/

s

JUIL AOUT

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 198811989

D 248ebi 188-ts

e 12Bn

_Qobs

Q ]

HAl JUIMDECE JAHU FEVRJU IL AOUT SEPT ocro

68 ~

Il

1/

s

Figures 21 et 22 _graphiques de simulation des débits dans le bassin des Cloutasses (pelouse)

71

BASSIN DES CLOUTASSES CYCLE 1989/1990

D _Qbe G8ttb 1its 488

en

1 288/

s

JUIL AOUT SEPT ocro "'OVE DECE

Figure 2 : graplliques de simulation des débits dans le bassin des Clout1lsses (pelouse)

72

BASSIN DE LA SAPINE

BASSIN DE LA SAPINE

CYCLE 1981/1982

CYCLE 198211983

D BEtEt _Qobsebi bBSts

e 4EtBn

1/ 200..

s

1

JUIL AO T SEPT JUIN

Figures 24 ct 25 graphiques de simulation des débits dans le bassin de la Sapine (hêtraie)

73

BASSIN DE LA SAPINE CYCLE 1983/198-1

•D Qohe 158b Q

its 186

e11 .-1 SB ./s

JU IL AOUT SEPT OCTO NOVE

BASSIN DE LA SAPINE

De 458bits 388

e11

CYCLE 1984/1985

_Qohs

1 158/s

JUIL AOUT1\1

DECE JANV FEVR JUIN

Figur s 26 et 27 : graphiques de simulation des débits dans le bassin de la Sapine (hêtra.ie)

74

BASSIN DE LA SAPINE CYCLE 1985/1986

D 248 -Qeb Q

i 188ts

e 120n

1/ 60s

.~----,-_--.....,.----..,.:.~~IJU 1L AOUT SEPT OCTO NOVE DECE JANV

BASSIN DE LA SAPINE

De 6BBbits 486

en

-..

CYCLE 198611987

JUIN

_Qob

1 2BB/s

JUIL AOUT SEPT

, 1I11ht4'~.........tIDECE JAHV FEUR MARS

1

HAl JUIN

Figun;s 28 t 29 : graphiques de simulation des débits dans le bassin de la Sapine (hêtraie)

75

BASSIN DE LA SAPINE CYCLE 1987/1988

De 388bitS ZBB

:_Qb

_Q 1

en

1 tBB1s

JUIL AOUT

BASSIN DE LA SAPINE CYCLE 198811989

1

JUINl

FEVR MARS AVR 1 MA 1JU TL AOUT SEPT OCTO HOVE

D _Qobse 98b QitS 6B

e ;.n

1 381S

Figures 0 el 31 : graphiques de simulation des débit dans le bassin de la Sapine (hêtraie)

76

BASSIN DE LA SAPINE CYCLE 198911990

D z'le obebit

tBEl

s

e Izen

1

JUnt

Imrr.__

MARS AVR 1 MA 1JU IL AOUT SEPT OCTO HOVE DECE

1/ bels

Figll[C 12 . graphiques de simulation des débits dans le bassin de la Sapine (hètraj )

77

4.1.3) les hydrogrammes simulés

Globalement, si les débits simulés sont corrects; ils appellent cependant plusieurs

remarques (figures 15 à 32):

Si l'écart moyen entre débits annuels calculés et observés est faible: 80,9 mm pour la

pelouse et 95,7 mm pour la hêtraie, il dissimule une grande disparité selon les années:

à l'exception des deux années d'initialisation, les années sèches montrent une

plus grande différence entre débits observés et calculés que les années humides:

155.3 mm d'écart en 1983 pour 1472,6 mm de pluie

contre 9,2 mm d'écart en 1984 pour 2154,3 mm de pluie

Au niveau annuel, la meilleure simulation est celle de 198611987 avec seulement 2,2

mm d'écart.

Le débit annuel calculé est toujours inférieur au débit annuel observé saufpour les deux

années ayant servi au calage des paramètres.

Au niveau graphique, les débits de pointes sont pratiquement toujours sous-estimés,

quelquefois fortement. On observe cependant une forte surestimation des débits de pointe dans

les cas où une forte crue pluviale succède à une longue période sèche.

La forme générale de l'hydrogramme est bien respectée: il n'y a pas de retard et les

montées de crues ainsi que les décrues sont bien simulées.

4.2) Commentaires

4.2.1) la signification physique des paramètres

Le modèle AUTOn est conçu de façon à ce que les paramètres revêtent une

signification physique.

Globalement, les valeurs des paramètres d'AUTOn ont des ordres de grandeurs

compatibles avec d'éventuelles grandeurs physiques; voyons ceci en détail:

DEFMAX : c'est la capacité maximale de stockage de l'horizon racinaire de surface; les

auteurs du modèle l'assimilent à la Réserve Facilement Utilisable des agronomes (RFU).

Cependant, si on compare les valeurs simulées aux valeurs trouvées dans la

bibliographie, DEFMAX est nettement supérieur mais les différences d'un bassin à l'autre sont

respectées (tableau 14):

Cloutasses Sapinemodèle GARDENIA 118 110(Guerin, 1987)analyse spectrale 60 - 80 55 -75(Guerin, 1987)Durand, 1989 70 65cette étude 179 169

Tableau 14 : comparaisons de différentes valeurs de RFU (en mm); étudebibliographique

Deux cas sont alors possibles:

soit la valeur du paramètre DEFMAX est fortement surestimée

soit le paramètre DEFMAX ne représente pas effectivement la RFU mais plutôt

la Réserve Utile; dans ce cas, il est normal de retrouver des valeurs supérieures à ce qu'on

aurait pu attendre.

En ce qui concerne les valeurs du coefficient d'hétérogénéité de l'horizon racinaire de

surface XX, une étude précédente effectuée par C. Dupraz (1984) fait état de la présence de

blocs de granite sur le bassin en pelouse, ce qui correspond bien au fait de retrouver une valeur

inférieure dans le bassin des Cloutasses à celle du bassin de la Sapine.

Les coefficients d'écoulement rapide des bassins (Q) traduisent une bonne perméabilité

du bassin, meilleure dans la Sapine, ce qui est confirmé par Dupraz (1984), et Durand (1989,

1992). On peut noter également que les sols développés sur granites sont à priori perméablesr

en raison de la présence en faibles quantités d'argile.

HNO représente le niveau maximum du réservoir nappe; on peut l'assimiler au toit de la

nappe. Il peut donner une idée de la réserve drainable. Il est nettement supérieur dans la hêtraie

ce qui va dans le même sens que les observations de Dupraz (1984).

79

L'état initial du réservoir nappe est représenté dans le modèle par le paramètre HNAPO;

il est calculé à partir du débit de base estimé en fonction des 10 premiers débits observés:

HNAPO = QbasefAloù AI est le coefficient de tarissement de la nappe en jour-1

Nous avons fixé Qbase =70 l.s-1 pour la pelouse

Qbase =20 1.s-1 pour la hêtraie.

Les coefficients de tarissement sont très proches (légèrement supérieur dans la hêtraie),

c'est donc le choix du débit de base qui conditionne la valeur de HNAPO. On ne s'étonnera pas

de trouver des résultats très différents indiquant un déficit initial important de la nappe dans le

bassin en forêt (Dupraz évalue à 4 mm la valeur minimale de la réserve drainable sur les deux

premiers cycles).

4.2.2) les bilans hydrologiques

La répartition mensuelle des débits calculés est perturbée du fait que le modèle ne

prend pas en compte les précipitations sous forme de neige. Il en résulte un décalage dans les

crues: le modèle considère la hauteur de neige comme une hauteur de pluie et tout se passe

comme si il faisait fondre la neige quasi instantanément. Dans les conditions naturelles, la fonte

de neige est différée et le stock connaIt d.eux situations:

• évacuation sous forme de ruissellement quand les conditions thermiques sont

favorables

• sublimation pour la partie supérieure du stock, et pour l'ensemble de la

couverture si elle n'est pas épaisse

Sur les graphiques, le décalage est très net dans la pelouse comme dans la hêtraie; lion

voit la fonte de neige ll

En termes numériques, les mois neigeux correspondent presque toujours à une

surestimation du débit mensuel, tandis que les mois où se produit la fonte de neige montrent

une sous-estimation nette du débit (voir tableaux 15 et 16): par exemple, en février 1983, pour

un total de pluie de 110.8 mm (qui compte 110.6 mm de précipitations neigeuses), le débit à

l'exutoire de la pelouse est de 17,3 mm; tandis que le modèle calcule un débit de 58,5 mm.

En avril, les fortes pluies tombent sur un ·stock neigeux diminué et partiellement fondu.

80

PELOUSE JANVIER FEVRIER MARS AVRIL MAI

PLUIE 0 0 12.6 260.2 95.4

NEIGE 212.2 158 50.5 97.2 0

DEBITS OBS 96.6 66.7 185.9 434.1 209.7

DEBITS CALC 137.4 219.9 70.9 244.2 135.1

Tableau 15 : décalages des débits calculés par rapport aux débits calculés pour le cycle85/86 (toutes les valeurs sont en mm)

SAPINE JANVIER FEVRIER MARS AVRIL MAI

PLUIE 0 0 14 284.1 110.1

NEIGE 219.6 156.6 49.7 95.7 0

DEBITS OBS 74.5 50.5 194.5 434.2 167

DEBITS CALC 152.4 223.3 62.9 290.8 132.2

Tableau 16 : décalages des débits calculés par rapport aux débits calculés pour le cycle85/86 (toutes les valeurs sont en mm)

81

La composante rapide de l'écoulement compte en moyenne pour:

78.1 mm pour 1199 mm de débit pour la Sapine, ce qui correspond à

6.5%

103.8 mm pour 1337.5 mm de débit pour les Cloutasses, ce qui

correspond à 7.7%.

Dupraz a évalué cette composante à environ 8.6% sur les deux premiers cycles dans le

bassin de la Sapine; ici, elle est de 5.2% sur ces deux cycles. Cette valeur nettement inférieure

à celle de Dupraz, ce qui est certainement dû à une surestimation du paramètre FN (seuil

d'infiltration quand l'horizon de surface est ré humidifié). Il en est de même dans le bassin en

pelouse avec Il% pour Dupraz et 7.8% pour le modèle sur les deux premiers cycles.

Cependant, on constate que le bassin en pelouse ruisselle plus que le bassin de hêtres, ce qui

est confirmé par Dupraz.

En années sèches, la composante rapide de l'écoulement est très faible: 2% en

1988/1989 dans le bassin en pelouse pour 942.8 mm de pluie, et 3% en 1985/1986 pour

1387.3 mm de pluie.

Les grandes crues représentent une part importante du ruissellement annuel, surtout en

forêt:

En novembre 1982:

Ruissellement

PELOUSE

29%

HETRAIE

18%

L'écart entre les débits de base 1 et 2 et entre années sèches et humides diminue en

année humide au profit du débit de base 1. Par exemple, dans le bassin en pelouse, en

1983/1984 et 1984/1985:

1983/1984 (année sèche)

écart: 332.9 mm

augmentation du QBas1:

augmentation du QBas2:

1984/1985 (année humide)

écart: 270.4 mm

302.1 mm

239.6 mm

82

Dans le bassin de la Sapine, l'écart est amoindri entre années sèches et années humides,

et l'augmentation des débits de bases 1 et 2 suit une évolution inverse de celle de la pelouse.

Les débits de base 2 moyens sont pratiquement identiques pour les deux bassins, mais

le débit de base 1 est plus fort pour la pelouse que pour la hêtraie. On peut en conclure que les

réserves de la nappe profonde sont similaires pour les deux bassins; par contre, le bassin en

pelouse est beaucoup plus sujet au phénomène de drainage oblique que le bassin de la hêtraie.

4.3) Conclusion

Les principaux paramètres sont effectivement compatibles avec des grandeurs

physiques, même si on a observé une restriction en ce qui concerne le paramètre DEFMAX. La

simulation des débits à l'exutoire a donné de bons résultats exploitables par la suite pour le

couplage avec le modèle hydrochimique. Cependant, un biais sera certainement introduit sur la

répartition mensuelle des débits à l'exutoire en raison du décalage introduit par la présence de

neige; de plus, il existe une incertitude quant aux débits de la nappe avec certainement une

surestimation de la valeur de ces débits dû au fait qu'on introduit également dans ces débits de

base un terme de drainage oblique.

83

Il LE MODELE HYDROCHIMIQUE MAGIC

1) INTRODUCTION

La composition chimique des précipitations est altérée lorsqu'elle passe à travers la

végétation et le sol avant de ressortir dans les cours d'eau et les lacs. L'eau peut suivre

plusieurs chemins à travers le bassin et il existe une multitude de processus pouvant affecter la

chimie de l'eau (cf § 1: synthèse bibliographique).

A cause de cette complexité, l'identification des processus d'acidification des eaux

douces est difficile. Néanmoins, la prévision de l'évolution de la qualité des eaux de surface

demande que les processus soient compris.

Une des méthodes pour tester notre compréhension des phénomènes d'acidification

consiste à développer des modèles mathématiques basés sur les processus physiques de la

réponse chimique du sol et du cours d'eau au dépôt acide.

Le modèle MAGIC (Model ofAcidification ofGroundwater In Catchment) est un

modèle global de simulation à long tenne de la qualité des eaux du sol et de surface à l'échelle

du bassin versant, développé par Cosby et al. (1985).

Ce modèle tente de décrire le comportement du bassin comme par exemple: la variation

de pH, l'alcalinité et la concentration ionique des eaux de surface aussi efficacement que

possible, sans ignorer des comportements mesurables moins facilement (ex: gradients

horizontaux et verticaux des propriétés physico-chimiques des sols ou spéciation des ions

métalliques).

Nous présentons ici une description du modèle MAGIC (voir figure 33), simulant les

processus qui contrôlent le pH, l'alcalinité, les concentrations en aluminium et en cations

basiques dans les eaux du sol et de rivière.

84

biomasseapports

atmosphériques

i. ~

assimilation décomposition~ ~ ~ f

C02

altération ~~:.

chimique

complexe d'échange

t teau du sol C02

rivière

Figure 33 : schéma conceptuel du modèle MAGIC(d'après Cosbyet al., 1985)

85

2) LA STRUCTURE DU MODELE

L'effet le plus important du dépôt acide sur la qualité des eaux de surface est la

diminution du pH et de l'alcalinité ainsi que l'augmentation des concentrations en anions acides

forts et en aluminium.

Dans l'approche conceptuelle de MAGIC, on suppose qu'un petit nombre de processus

majeurs dans les sols peut produire ces réponses. Ces processus peuvent être traités en

référence à des propriétés moyennes du sol.

Ainsi, Cosby et al. (1985) supposent que les conditions chimiques dans le sol sont

uniformes à travers l'épaisseur considérée. La chimie de l'eau de surface est déterminée dans le

modèle en privant l'eau du sol du contact avec le sol, permettant à l'excès de C02 de dégazer·

vers l'atmosphère, provoquant une précipitation d'hydroxyde d'aluminium tandis que le pH de

la solution augmente.

Le modèle est basé sur le concept de l'anion mobile. L'augmentation de la concentration

en anions acides forts dans les précipitations entraîne la lixiviation des cations basiques. En

effet, si l'on apporte AH au sol, West piégé sur le complexe d'échange cationique, alors que

A- n'est pas retenu. TI "accompagne" les cations basiques échangés par W. Il en résulte que le

modèle de rétention des sulfates représente, dans MAGIC, le contrôle principal des processus

d'acidification.

Au total, 24 équations décrivent les réactions qui déterminent la composition chimique

observée de l'eau du sol dans le modèle. Ces équations (voir annexe D) contiennent 3'3

variables et 21 paramètres; 16 de ces paramètres sont des constantes thermodynamiques.

Le modèle calcule les propriétés du sol qui pourraient produire la composition chimique

observée de l'eau de rivière en utilisant les bilans de masse: à la fin de chaque cycle, les

variations des quantités totales d'éléments en présence sont calculées pour estimer ces

quantités pour le cycle suivant. Nous évaluons ensuite si les résultats calculés sont compatibles

avec les mesures dont nous disposons.

Le modèle peut être divisé en quatre parties:

(1) les réactions cationiques sol-eau,

(2) les réactions aluminiques inorganiques,

(3) les réactions du carbone dissous,

(4) l'adsorption du soufre dans les sols.

86

2.1) Réactions d'échange cationigue du sol

Nous supposons que seuls Al3+ et les quatre cations basiques sont impliqués dans

l'échange cationique entre le sol et la solution du sol.

Comme le signale Reuss en 1983, les ions hydrogène et les espèces d'aluminium autre

que Al3+ (par exemple Al(OH)2+ ) peuvent être négligés dans certains cas. Si des échanges de

complexes d'aluminium interviennent de façon non négligeable, cette approche simplifiée n'est

pas capable de simuler ce comportement.

Les réactions d'échange cationique utilisées dans le modèle sont:

2A13+ + 3CaX2 =3Ca2+ + 2AIX3

A13+ + 3NaX =3Na+ +AIX3

2A13+ + 3MgX2 = 3Mg2+ + 2AlX3

(la)

(lb)

(le)

(Id)

Toutes les autres réactions d'échange peuvent être obtenues à partir de combinaisons

linéaires de ces quatre équations.

Etant données les hypothèses ci-dessus, la capacité d'échange cationique totale est

donnée par:

CEC = [AIX3] + [CaX2] + [MgX2] + [NaX] + [KX]

où [AlX3] , [CaX2] , [MgX2] , [NaX] , et [KX] sont les concentrations de cations adsorbés en

meq.lOOg-l.

Un réarrangement de l'équation (2) donne la première équation du modèle (l'équation

(1) de l'annexe D).

Dans cette équation, E représente la fraction équivalente en ion échangeable (par

exemple ECa =[CaX2]/CEC).

La deuxième équation de l'annexe D définit la saturation en base du sol (BS).

87

Quatre autres équations sont obtenues en écrivant les expressions d'équilibre pour les

réctions d'échange dans et à travers le sol. En pratique, ces expressions sont approchées

puisque les activités thermodynamiques des espèces adsorbées ne sont pas connues.

Comme Reuss et Johnson (1985, in Cosby et al., 1985), Cosby et al. utilisent une

expression de Gaines-Thomas (Gaines et Thomas, 1953). Ils remplacent l'activité des cations

adsorbés par leur fraction équivalente, et les activités des cations aqueux par leurs

concentrations molaires.

Les équations 3 à 6 de l'annexe D sont les expressions d'équilibre de Gaines-Thomas.

Ces coefficients ne sont pas les vraies constantes d'équilibre thermodynamique. Ils varient en

fonction du sol et peuvent varier en fonction du temps pour un sol donné.

En outre, ces coefficients doivent représenter une moyenne ou des valeurs globales des

réactions d'échange cationique du sol pour le bassin tout entier.

Cependant, les coefficients de sélectivité sont des paramètres estimés à partir de

données de terrain ou ajustés en calibrant le modèle.

2.2) Réactions aluminiques en phase solide et aqueuse

Cosby et al. supposent que la concentration en Al3+ dans les eaux du sol est en

équilibre avec certaines phases solides de Al(OH)).

La réaction réversible:

(3)

est supposée avoir lieu instantanément si les concentrations en W et Al3+ (en solution)

varient.

La 7ème équation de l'annexe D est l'expression d'équilibre de cette réaction.

Plusieurs formes de Al(OHh peuvent être présentes. Lorsque l'eau traverse le sol,

Al3+ peut être dissous à partir d'une forme cristalline à un endroit et précipiter sous une autre

forme à un autre endroit. La valeur de KAl utilisée dans le modèle sera une valeur globale

caractéristique de tout le bassin, estimée à chaque application.

Cosby et al. incluent d'autres réactions mettant en jeu Al3+ en phase aqueuse dans le

modèle. Elles prennent en compte l'hydratation et la complexation avec S042- et F- (équations

(8) à (19) de l'annexe D). Dans notre cas les complexes F seront négligés.

88

Les constantes d'équilibre thermodynamique de ces réactions ne varient pas avec les

différentes applications du modèle. Elles sont, cependant, thermodépendantes et des

corrections appropriées doivent être faites.

La possibilité que d'autres phases solides d'aluminium (comme par exemple l'alunite ou

la basalunite), puissent être présentes dans certaines zones du bassin est écartée afin de réduire

la complexité du modèle. L'approche globale ne peut pas prendre en compte l'hétérogénéité

spatiale du bassin, ce qui rend impossible la présence de plus d'une phase d'aluminium.

2.3) Réactions du C02 en phase aqueuse et gazeuse

Cosby et al. supposent que l'eau du sol est en équilibre avec le C02 dans l'atmosphère

du sol. Les réactions impliquées sont l'hydratation du C02 pour former l'acide carbonique, et

par la suite la dissociation de l'acide carbonique produisant des bicarbonates et du carbonate

ainsi que des ions hydrogène (équations (20) à (23) de l'annexe D).

Les constantes d'équilibre de ces réactions dépendent très fortement de la température.

2.4) L'adsorption du soufre dans le sol

Le modèle utilise des équations dynamiques basées sur une relation simple non linéaire

entre le sulfate adsorbé et dissous dans les sols pour examiner le contrôle implicite à long­

terme exercé sur les concentrations en sulfate des eaux de drainage par adsorption minérale

dans les sols. Il suppose une adsorption réversible et ne considère pas la transformation soufrée

biologique ou la variation d'adsorption provenant des changements dans les substances

organiques du sol ou le pH. Le temps de réponse de la concentration simulée en sulfate des

eaux de drainage est une fonction du temps de rétention hydrologique et du taux de sulfate

adsorbé dans le sol. Les bassins simulés avec une petite capacité d'adsorption réagissent

essentiellement au temps de réponse hydrologique (du mois à l'année) et ceux possédant une

grande capacité d'adsorption réagissent moins rapidement (décades).Ces temps de réponse

diminuent énormément quand la capacité d'adsorption du sol devient saturée.

L'adsorption du sulfate dans les sols peut avoir lieu par adsorption spécifique (échange

de OH-) ou non spécifique (électrostatique)(Hingston et al., 1972, in Cosby et al., 1986). Le

premier est le mécanisme prédominant et a d'abord lieu sur le fer et l'hydroxyde d'aluminium

revêtant le sol et, pour une plus petite part, sur les argiles.

89

La capacité d'adsorption du pH des sols est dépendante du pH, à cause de la nature

amphotère de ces oxydes, et augmente à pH bas. Elle est corrélée négativement avec la

quantité d'organiques de certains sols, ce qui est certainement dû à l'interférence avec les

groupes organiques.

L'équilibre entre sulfate dissous et adsorbé dans un système sol-eau du sol est décrit par un

isotherme de Langmuir:

Es = Emx (S04)C + (S04)

où Es est le sulfate adsorbé dans le sol (meq.l-l), (S04) est la concentration de sulfate dissous

dans la solution du sol (meq.m-3), Ernx est la capacité maximum d'adsorption du sol

(meq.kg-1), et C la constante de demi-saturation (meq.m-3). Cette équation décrit une relation

non linéaire entre le sulfate adsorbé et dissous,avec un comportement asymptotique vers une

valeur maximum quand la concentration en solution devient grande.

Le bassin est modélisé en supPQsant que l'eau du sol est en contact continuel avec le sol. Etant

donnée cette hypothèse, la quantité totale de sulfate par unité de surface du bassin (en

meq.m-2) est donnée par:

S04tot = D*B*Es+D*P*(S04) (1)

où D est l'épaisseur du sol (m), B la densité apparente (kg.m-3), et P la porosité du sol. La

seule source de sulfate est le dépôt atmosphérique (le flux entrant), et la seule perte est le

transport de sulfate dissous vers les eaux profondes et de surface;

cela signifie que:

FLUXout = (S04)*Q (2)

où Q est le flux d'eau à travers le sol (m.an-1). Cette approximation,qui ignore la décharge par

altération et assimilation biologique,est correcte car dans beaucoup de bassins, le dépôt

atmosphérique et l'exportation hydrologique dominent le bilan du soufre relativement aux

proportions d'altération et d'assimilation nette (ie, l'incrément net annuel de soufre dans la

biomasse sans considérer le cycle interne).

90

La variation de sulfate totale par unité de surface d'un bassin est donnée par:

dS04totdt = Fluxin - Q. (S04) (3)

En combinant les dérivées de (1) et (2) avec (3) on obtient une expression pour la proportion

de changement dans la concentration en sulfate dans l'eau de la rivière:

d(S04) =~FluXiolQ - (S04))dt Tc

où Tc est le temps caractéristique de la concentration en sulfate dans le sol et les eaux de

surface dans le bassin.

Ce temps caractéristique est une fonction de (S04) et donc varie quand le système répond aux

changements dans le flux entrant.Tc est une mesure instantanée du temps de réponse du

système. Pour des grandes valeurs de (S04) (ie,quand le sulfate adsorbé approche de la

capacité maximum Ernx), Tc approche P*D/Q, le temps de réponse hydrologique du bassin.

Pour des valeurs faibles de (S04) le temps de réponse effective du bassin est plus grand que le

temps de réponse hydrologique. Des bassins avec des caractéristiques hydrologiques identiques

mais des caractéristiques d'adsorption du sulfate différentes répondent différemment à la même

séquence de dépôt de sulfate.

2.5) Electroneutralité

Le principe du bilan des charges est:

où Ci est la concentration molaire de l'espèce i et Zj est la charge de cette espèce.

Le modèle comprend Ca2+ ,Mg2+ ,K+ , Al3+ , S042- , F- , CI- , N03- , OH- , HC03- ,

C032- et les complexes dissous d'aluminium.

Le bilan de charge du modèle est donné par l'équation (24) de l'annexe D.

91

2.6) Définition de l'alcalinité

L'alcalinité dans l'eau du sol est définie dans le modèle comme une somme

stoechiométrique pondérée de tous les accepteurs de protons moins les concentrations de tous

les donneurs de protons dans l'eau du sol:

ALK=[HC03-]+2[C032-]+[OH-]+[AL(OH)4-]-[H+]-3[AL3+]-2[AL(OH)2+]

-[Al(OHh+] (5)

Elle est exprimée en eq.l-l

Le modèle suppose que l'alcalinité est conservative:

lorsque l'eau du sol passe dans le cours d'eau, l'excès de C02 dégaze et le changement

résultant dans le pH cause la sursaturation en A13+ et par conséquent, la précipitation de

A1(OH}J. Cependant, les changements en (HC03-] , [C032-] , [W] et les espèces

aluminiques (5) se compensent mutuellement de telle façon que la somme, l'alcalinité, reste

inchangée.

Donc, l'alcalinité du cours d'eau provenant du modèle est égale à celle du sol.

2.7) Calcul des concentrations dans le cours d'eau

Les réactions citées plus haut se déroulent dans l'eau du sol pendant le contact avec la

matrice du sol. Pour calculer les concentrations dans le cours d'eau, le modèle suppose que

l'eau quitte la matrice du sol et est exposée à l'atmosphère.

Lorsque ceci survient, l'excès de C02 dans l'eau dégaze. Cela déplace l'équilibre

carbonate-bicarbonate et fait changer le pH.

Le pH change les résultats dans les concentrations en aluminium en fonction de

l'équilibre avec la phase solide A1(OHh.

Les concentrations dans le cours d'eau sont donc calculées en résolvant le système

d'équations du tableau 1 à une pression partielle de C02 plus basse (c'est à dire la pC02

atmosphérique), en ignorant les réactions d'échange de l'annexe D.

Comme les échanges avec la matrice du sol sont écartés, les concentrations en cations

basiques (Ca2+ , Mg2+ , Na+ , et K+ ) et anions acides forts (8°42- , N03- , Cl- , et P-)

totalement dissociés ne changeront pas quand l'eau du sol arrivera à la surface.

Le modèle suppose également que les concentrations en ces ions ne sont pas affectées

par des phénomènes comme la dilution.

Ces hypothèses impliquent que les concentrations simulées en cations basiques et

anions acides forts dans le cours d'eau sont toujours égales à celles calculées dans l'eau du sol.

92

ID LE COUPLAGE

1) INTRODUCTION

Nous avons utilisé la version à deux compartiments de MAGIC schématisée sur la

figure 34, que nous avons fait tourner au pas de temps mensuel. Elle a été déduite des résultats

de la modélisation hydrologique.

Le couplage a consisté à utiliser la structure d'AUTOn et sa décomposition de

l'écoulement en écoulement de subsurface et en écoulement de base; nous avons utilisé la

moyenne mois par mois sur sept ans pour ce qui concerne les participations des différents

écoulements (annexe E), en considérant comme année cible, l'année 1984. Il en a été de même

pour les données de pluies: les pourcentages mensuels de précipitations sont des valeurs

moyennes sur sept ans.

F1 F2'V

1

Horizon 11

F3 ,v-

I Horizon 2 ~

~--t Eau de

,surface

Figure 34 : version à deux compartiments du modèle MAGIC(d'après Cosby et al., 1985)

93

Notons que la modélisation hydrologique de l'année 1984 était particulièrement réussie

avec une différence de seulement 9,2 mm sur la lame d'eau écoulée en bilan annuel.

Nous avons assimilé l'horizon 2 à l'arène granitique, dans laquelle se situe l'aquifère, et

son épaisseur a été évaluée en fonction du paramètre RNO provenant du modèle AUTOn; en

effet nous avons estimé que ce paramètre donne une bonne estimation de la réserve drainable

(voir § IV - 4 ). Sa porosité a été estimée à partir de données de terrain fournies par P. Durand

(communication orale).

2) LE CALAGE

La procédure de calage a consisté principalement à ajuster les paramètres d'adsorption

de S042-, les taux d'altération chimique et la composition initiale du complexe d'échange, de

façon à faire coïncider les caractéristiques chimiques du cours d'eau observées et calculées

pour l'année 1984.

L'annexe E résume les paramètres utilisés par MAGIC.

Les paramètres d'assimilation biologique ont été répartis entre l'horizon 1 représentant

la zone non saturée et la nappe (horizon 2) dans les proportions suivantes: 75% d'assimilation

dans l'horizon 1 et 25% dans l'horizon 2. Les paramètres d'altération ont été considérés

identiques dans les deux horizons.

Les taux d'assimilation d'azote ont été considéré proportionnels aux apports

atmosphériques, et choisis de façon à ajuster les teneurs en N03- et NH4+ des rivières.

Les températures des deux horizons et du cours d'eau sont identiques: ce sont les

valeurs des températures de l'air prises avec un mois de décalage (un mois avant).

Les valeurs de PC02 sont calculées par le modèle à partir des données de températures;

elles sont identiques pour les deux horizons mais divisées par dix pour le cours d'eau.

Les taux de cations échangeables (voir annexe D) ont été calculés pour les deux

horizons à partir des données de P. Durand (1989).

Il a égalemment fallu introduire des séquences de dépôt atmosphérique calées sur

l'année 1984, afin de prendre en compte la variabilité interannuelle du dépôt.

Nous n'avons pas pris en compte la présence de matière organique.

94

3) RESULTATS ET DISCUSSION

L'ajustement aux variables cibles (annexe E), a donné de bons résultats.

Cependant les années antérieures de 1981 à 1983 sont relativement mal simulées au

niveau du bilan annuel (voir figures 35 à 43 et annexe F). Les années postérieures à l'année

cible sont, quant à elles, très mal simulées en moyenne annuelle. Il existe un moyen d'améliorer

l'ajustement des années antérieures et postérieures à 1984, qui consiste à introduire un facteur

d'échelle dans l'assimilation biologique par rapport à 1984. Cependant, cela ne fournit guère

d'amélioration et demande une variation dans l'assimilation biologique de beaucoup supérieure

à ce qu'elle est en réalité.

L'ion CI-, est bien ajusté en moyenne annuelle (figure 36), et montre une évolution '.

similaire en comparaison avec les concentrations observées. Mais on peut noter qu'il est

impossible d'afiner l'ajustement de l'ion cWorure pour toutes les années, même en introduisant

une séquence de variation dans l'assimilation biologique.

En moyenne annuelle, si la composition en cWore des précipitations est relativement

constante d'une année à l'autre, il n'en est pas de même pour les concentrations des eaux des

sols et du cours d'eau; on constate cependant que ces dernières sont quasi identiques ce qui

confirme que l'ion cWorure est conservé.

On observe les meilleurs ajustements pour les ions Ca2+, 'Mg2+ et Na+ avec une sous­

estimation quasi systématique pour les ions Na+ et Mg2+, tandis que l'ion Ca2+ est totalement

sur-estimé.

L'ion potassium (figure 39) montre quant à lui une évolution linéaire dans les

concentrations simulées ne reflétant pas du tout ce qui se passe en réalité: les années 81 et 82

sont largement sur-estimées contrairement aux années 86 et 87 qui sont, elles, fortement sous­

estimées. Par contre les années 1983, 84, et 85 sont parfaitement ajustées.

L'ion sulfate présente un comportement curieux; en effet, son évolution est linéaire

pour ce qui est des concentrations simulées, tandis que les concentrations observées ont un

comportement "chaotique". La simulation des concentrations de l'ion sulfate est constamment

sous-estimée et montre un écart important Gusqu'à 34 meq.m-3}. En comparant les

concentrations en sulfate des eaux des précipitations, des sols et du cours d'eau, on s'aperçoit

que l'évolution de l'ion sulfate est linéaire.

95

80

70

60

~ 50 l_---ct-----l:r--=~d-----o----o--g-4O.§.

~3O

r===:4~

20

10

19861985198419831982

oL--+----t-----+--+----+-­19871981

40

35

30

8251eg-20

.§.G15

-- observé

--0-- simulé

10

5

1982 1983 1984 1985 1986

Figures 35 et 36 ; concentrations moyennes annuelles des eaux de rivière

96

70

60~50

--observé

--0- simulé

20

10

198719861985198419831982

O+----+----+-------l----+-----+---I

1981

30

25

20c:;-

IEg-15E~

10

5

-- observé

--O-simulé

198719861985198419831982

O+----+----+-------l----+-----+---I

1981

Figures 37 et 38 : concentrations moyennes annuelles des eaux de rivière

97

-----12

10

8'8

1

e6cr

'"..s:-::

4

2

0

1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987

r==::=l~

60

50

40

.-.....- observé

---0--- simulé

20

10

198719861985198419831982

O+-----f----+-----;----I----+-------I

1981

Figures 39 et 40 : concentrations moyennes annuelles des eaux de rivière

98

160

140

~1 ~~--....---- ----0-- rivière

-- sol-:1

-0-- sol t

-- précipitation

1987198619851984198319821981

tn

~120c­'in

'".0 100tnc.2a; 80utnCl>-clU

EEo

en

tn 120Cl>-c'ü

'" 100tnC0

°ëca 80tnlU-cCl> 60EE0 40en

20

0

1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987

-- précipitation

-0-- sol);

--sol'1

--0-- rivière

Figures 41 et 42: moyennes annuelles

99

90r •80

70 -- • • prUipitatiOll_60M

1--0- sol;'-!:;SO

go.§.40 sol-:i....C><1>30

--<>--- riviùe

20

10

0

1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987

15

35

30a-

IE2S0-

..§. 20 __~-----,_.- .....

-- prtcipilation

--0- sol ,z.

- .......- sol-i.

--<>--- rivière

10

198719861985198419831982

5

O, +----+----+----+----+----+-------i

1981

Figures 43 et 43 : moyennes annuelles

100

Il se trouve que l'année sur laquelle les concentrations ont été calées (1984) est bien

moins concentrée que les autres années; il serait sans doute utile pour la bonne utilisation du

modèle, d'imposer un calage sur plusieurs années ou sur une moyenne interannuelle. D'autre

part, les deux années 85/86 sont très atypiques et cela a pu avoir une conséquence également

en 1987.

Le modèle MAGIC est totalement incapable de reconstituer cet événement,

probablement parce que le relargage observé est dû à une forte minéralisation du S042-lié à la

matière organique, phénomène complètement "oublié" par les auteurs du modèle.

Cela se répercute sur la simulation des concentrations en cations qui est relativement mauvaise

pour les trois dernières années, en raison de la théorie de l'anion mobile: puisque les sorties de

S042- (et de CI- aussi, d'ailleurs) sont sous-estimées, il est logique qu'il y ait moins de cations

qui partent.

Remarque : nous n'avons pas été en mesure de consulter le fichier source; aussi, a-t-il été

nécessaire d'introduire des années d'initialisation afin d'obtenir un ajustement correct de la

concentration en ion sulfate pour l'année cible. En effet, en l'absence d'années d'initialisation,

aucun effet n'était obtenu sur la variation des paramètres de l'isotherme de Langmuir: la

capacité maximale d'adsorption (Em0 et la concentration en sulfate à demi saturation

d'adsorption (Bd, et nous obtenions des valeurs simulées beaucoup trop supérieures aux

observées. Nous avons donc également introduit une séquence d'assimilation biologique

inverse.

En terme de flux (annexe F), on constate que le bilan simulé du chlore est relativement

équilibré, sauf en 1983 et 1985 où on observe une perte importante. (respectivement -9.44

et -5.97 meq.m-2.an-1). Or, nous remarquons que les deux années en question sont les plus

sèches de la période étudiée, avec des précipitations respectives de 1473 et 1387 mm. Ce sont

également des années où rapport atmosphérique de chlore est important. On peut supposer

qu'une partie du chlore a été adsorbée dans le sol 2 car c'est lui qui présente le plus grand

déficit par rapport au dépôt.

101

4) CONCLUSIONS

Malgré des problèmes dans l'intégration des résultats de la simulation hydrologique

dans la modélisation chimique, dû à la faible prise en compte du facteur variation des quantités

d'eau par MAGIC, ce modèle a pu simuler correctement la situation chimique du bassin en

1984. En déduire que cette application est réussie serait cependant abusif comme le montre la

comparaison des résultats observés et simulés pour les autres années.

En particulier, MAGIC s'est révélé incapable de simuler les conséquences d'une année

hydrologique atypique (sécheresse accentuée suivie d'une forte chute de neige puis d'un

printemps très humide). Cet événement a provoqué de forts relargages de soufre et de cations,

probablement par suite d'une accumulation dans les sols de produits de la minéralisation

biologique. Il faut toutefois noter que ce modèle a au départ été conçu pour des reconstitutions

de longues durée (> 100 ans), pour lesquelles les auteurs ont cru pouvoir s'affranchir des aléas

climatiques. Si cela est probablement vrai en milieu tempéré océanique, il n'en est pas de même

dans un contexte climatique où les extrêmes sont plus marqués.

102

CONCLUSION

CONCLUSION GENERALE

Au tenne de cette étude, nous retenons les points suivants:

Le modèle AUTOn a donné de bons résultats en ce qui concerne la simulation

des débits à l'exutoire; les résultats obtenus ont cependant introduit une incertitude sur la

répartition mensuelle des débits en raison d'une part du décalage introduit par la présence de

neige (non prise en compte par le modèle), d'autre part par une incertitude au niveau de

l'évaluation des débits de nappe, due à une surestimation introduite par la prise en compte dans

ces débits d'un tenne de drainage rapide.

Le modèle MAGIC ne s'est pas bien comporté au pas de temps mensuel, ce qui

n'est pas très étonnant étant donné que c'est un modèle conçu pour travailler à une échelle de

temps tout à fait différente.

Par contre, cette étude a permis de mettre en évidence deux défauts majeurs de

MAGIC: l'impossibilité de prendre en compte les variations hydrologiques, et la non

modélisation des processus de minéralisation biologique dans les sols.

Cela a été possible parce que l'on a utilisé le modèle dans un contexte très

différent de celui dans lequel il a été conçu, c'est à dire des bassins versants presque

méditerranéens et peu acidifiés.

103

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