tentative de couplage d'un modèle hydrologique et d'un...
TRANSCRIPT
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
'"rl
~.
1." .Station mêtéo
+-."
~0. Pluvlographe ft-0 pu.-lorrrètro totallsatlH.f' R
~.
1:2'.
~0
~t8t1on de jaugeage ='Q.~<Il
Station do colecto~.
Gde ...
@] . pr6<:Jpflallons ,8'~.
~ .pk.Nlolesslvats ~l:lliS
~ eaux ôJ sot1 \H-
@] eaux do rivIère
SOOm
BASSINS VERSANTSDU .
MONT LOZERE
100
LimIte de bassin versant ___Courbes de niveau ~
RuIsseaux _.__ .. et rivières ? .......
r}J~
.If
.-.",=--, [)~l> """ U""" ' ''\, =- 1'\ ~ ~ ;JI~__ ,f::') --"'t:#~
--_rII ~l~ JI• ,.fi(
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
BIBLIOGRAPHIE
ACIDIFICA"nON-MODELES HYDROCHIMIQUES
BOTTOMLEYD.l, CRAIG D., et JOHNSTONL.M. : "Neutralization ofacid runoffby
groundwater discharge to streams in canadian precambrian shield watersheds"
Journal ofHydrology, 75(1984/1985)1-26
CHRISTOPHERSEN N., WRIGHT R.F.: "Sulfate budget and a model for sulfate
concentrations in stream water at Birkenes,a small forested catchment in Southemmost
Norway"
Water,Resources,Research 17:377-389
CHRISTOPHERSEN N., SEIP H.M., WRIGHT R.F. : liA model for streamwater chemistry at
Birkenes,Norway"
Water,Resources,Research 18:977-996
CHRISTOPHERSEN N., SEIP H.M., WRIGHT RF., 1985 : "Times scales of catchment
acidification"
Environment Sciences Technics 19: 1144-1149
COSBY Rl, HORNBERGERIN., GALLOWAY J.N. et WRIGHTR.F.,1985: "Modelling
the effects ofacid deposition:assessment ofa lumped-parameter model of soil water and.
streamwater chemistry"
Water,Resources,Research 21:51-63
COSBY B.l, HORNBERGER IN., et GALLOWAY lN., 1985 : "Modelling the effects of
acid deposition:estimation oflong-term water quality responses in a small forested catchment"
Water,Resources,Research 21: 1591-1601
COSBY Rl, HORNBERGER IN., WRIGHT R.F. et GALLOWAY IN., 1986 : "Modelling
the effects of acid deposition: control oflong-term sulfate dynamics by soil sulfate adsorption"'
Water, Resources, Research 22: 1283-1291
COSBY RI, JENKINS A, FERRIER R.C., MILLER ID., WALKER T.AB. : "Modelling
stream acidification in afforested catchments: long-term reconstructions at two sites in central
Scotland"
Journal ofHydrology 120(1990)143-162
DUPRAZ C. : "Bilans des transferts d'eau et d'éléments minéraux dans trois bassins versants
comparatifs à végétations contrastées(Mont-Lozère, France)"
Thèse de docteur-ingénieur en géologie appliquée, université d'Orléans, 1984
DURAND P. : "Biogéochimie comparée de trois écosystèmes (pelouse, hêtraie, pessière) de
moyenne montagne granitique (Mont-Lozère, France)"
Thèse de doctorat,université d'Orléans,1989
DURAND P., LELONG F., NEAL C. : "Modélisation des effets hydrochimiques à long terme
des dépôts acides et des reboisements dans les bassins versants du Mont-Lozère(Sud de la
France)"
Revue des sciences de l'eau, 5(1992)229-245
GHERINI S.A., MOK L., HUDSON R.J.M., DAVIS G.F., CHEN C.W., GOLDSTEIN RA :
"The ILWAS model:fonnulation and application Il
Water,Air and Soil Pollution 26(1985)425-459
DE GROSBOIS E., HOOPERRP., CHRISTOPHERSENN., 1988 : liA multisignal
automatic calibration methodology for hydrochemical models:a case study of the Birkenes
model"
Water,Resources,Research 24: 1299-1307
HARRlMAN R., GILLESPIE E., KING D., WATT AW., CHRISTIE AE.G., COWAN
AA., et EDWARDS T. : Il Short-term ionic responses as indicators of hydrochemical processes
in the Allt A'Mharcaidh catchment, western Cairngonns, Scotland"
Journal ofHydrology, 116(1990)267-285
HOOPER RP., STONE A, CHRISTOPHERSEN N., DE GROSBOIS E., SEIP H.M., 1988 :
"Assessing the Birkenes model of stream acidification using a multisignal calibration
methodology"
Water,Resources,Research 24: 1308-1316
HORNBERGER IN., COSBY RI, et GALLOWAY IN., 1986 : "Modelling the effeets of
acid deposition:uncertainty analysis and spatial variability in estimation oflong-tenn sulfate
dynamic in a region"
Water,Resources,Research 22: 1293-1302
JENKINS A, FERRIERR.C., WALKER T.AR, WIllTEHEAD P.G. : "A modelling study
of long-term acidification in an upland scottish catchment
Water,Air and Soil Pollution 40(1988)275-291
JENKINS A, COSBY RJ., 1988 : "Modelling surface water acidification using one and two
soils layers and simple flow routing"
in 1. Kamari (ed), Impact Models to Assess Regional Acidification, Kluwer Academie
Publisher, Dordrecht, The Netherlands
JENKINS A, WlllTEHEAD P.G., MUSGROVE T.I, COSBY RJ. : "A regional model of
acidification in Wales"
Journal ofHydrology 116(1990)403-416
JENKINS A., COSBYR1., FERRIERR.C., WALKER T.AR, MILLER1.D. : "Modelling
stream acidification in afforested catchments:an assessment of the relative effects ofacid
deposition and afforestation"
Journal ofHydrology 120(1990)163-181
LELONG F., DIDON J.F., DUPRAZ C., DURAND P., 1988 : "Cycles biogéochimiques des
éléments minéraux nutritifs dans trois bassins versants à végétation contrastée du Mont
Lozère(France)"
Colloques et séminaires 4èmes journées hydrolog~ques de l'ORSTOM p.261-278
NEAL C., WlllTEHEAD P.G., NEALE R., COSBY RJ. : "Modelling the effects ofacidic
deposition and conifer afforestation of steam acidity in the british uplands"
Journal ofHydrology 86(1986)15-26
NEAL C.: "Determination of dissolved C02 in upland streamwater"
Journal ofHydrology, 99(1988)127-142
NEAL C., REYNOLDS R, STEVENS P., et HORNUNG M. : "Hydrochemical controls for
inorganic aluminium in acidic stream and soils waters at two upland catchments in Wales"
Journal ofHydrology, 106 (1989) 155-175
NEAL C., MULDER J., CHRISTOPHERSEN N., NEAL C., WATERS D., FERRIER R.C.,
HARRIMAN R., McMAHON R. : "Limitations to the understanding ofion-exchange and
solubility controls for acidic Welsh, Scottish and Norvegian sites."
Journal ofHydrology, 116(1990)11-23
REYNOLDS B., NEAL C., HORNUNG Mo, STEVENS P.A : "Baseflow buffering of
streamwater acidity in five Mid-Wales catchments"
Journal ofHydrology, 87(1986)167-185
REYNOLDS B.,et POMEROY AB. : "Hydrochemistry of choride in an upland catchment in
Mid-Wales"
Journal ofHydrology, 99(1988)19-32
ROBSON A., et NEAL C. : "Hydrograph separation using chemical techniques: an application
to catchments in Mid-Wales"
Journal ofHydrology, 116(1990)345-363
ROBSON A., NEAL C., SMITH J., HILL S. 1991 : "Short term variations in rain and stream
water conductivity at a forested site in Mid-Wales.lmplications for water movements"
Science ofthe total environment (sous presse)
ROSENQVIST I.T. : "From rain to lake: water pathways and chemical changes"
Journal ofHydrology, 116(1990)3-10
SEIP HoM., ANDERSEN 0.0., CHRISTOPHERSEN N., SULLIVAN T.J., VOGT R.D. :
"Variations in concentrations ofaqueous aluminium and other chemical species during °
hydrological episodes at Birkenes, Southemmost Norway"
Journal ofHydrology, 108(1989)387-405
SKLASH M.G., FARVOLDEN R.N. : "The role groundwater in storm runotr'
Journal ofHydrology, 43(1979)45-65
THORNTON K., MARMOREK D., et RYAN P., 1990 : "Methods for forecasting futur
changes in surface water acid-base chemistry"
State ofScience/Technology Report n014, NAPAP, USA
WlllTEHEAD P.G., NEAL C. : "Modelling the effect ofacid deposition in upland Scotland"
Transactions ofthe Royal Society ofEdinburgh:Earth Sciences,78, 385-392,1987
WlllTEHEAD P.Go, BIRD S., HORNUNG Mo, COSBY BJ., NEAL C.,
PARICOS P. : "Stream acidification trends in the Welsh Uplands.A modelling study ofthe
L1yn Brianne catchments"
Journal ofHydrology,101(1988) 191-212
HYDROLOGIE· MODELES HYDROLOGIQUES
BENAMARA A : "Comparaison des ETR annuelles calculées par bilan hydrique avec le
déficit d'écoulement mesuré, sur deux bassins versants forestier et non forestier du Mont
Lozère (chronique 1983-1989)"
Mémoire de D.E.A Université de Bourgogne 1991
BEVEN K.J. et KIRKBY M. J. : liA physically-based, variable contributing area model of
basin hydrology"
Hydrological Science, Bulletin des Sciences Hydrologiques, 24, l, 3/1979
BEVEN K.J. et E.F. WOOD: "Catchment geomorphology and the dynamic ofrunoff
contributing areas"
Journal ofHydrology, 65 (1983) 139-158
BEVEN K.J., KIRKBY M.J., SCHOFIELD N., et TAGG AF. : "Testing a physically based
flood forecasting model (TOPMODEL) for three U. K. catchments"
Journal ofHydrology, 69 (1984) 119-143-
DEZETTER A : "Modélisation globale de la relation pluie-débit. Application en zone de
savanes soudanaises (Nord-Ouest de la Côte d'Ivoire)."
Thèse de 3ème cycle université Montpellier II, 1991 (422 p.)
DUPRAZ C. : "Bilans des transferts d'eau et d'éléments minéraux dans trois bassins versants
comparatifs à végétations contrastées(Mont-Lozère, France)"
Thèse de docteur-ingénieur en géologie appliquée, université d'Orléans, 1984nb de pages?
DURAND P. : "Biogéochimie comparée de trois écosystèmes (pelouse, hêtraie, pessière) de
moyenne montagne granitique (Mont-Lozère, France)"
Thèse de doctorat,université d'Orléans, 1989nb de pages?
DURAND P., ROBSON A, et NEAL C. : "Modelling the hydrology ofsubmediterranean
montane catchments (Mont-Lozère, France) using TOPMODEL: initial results."
Journal ofHydrology, 1992, sous presse
GALEA G. et BARBET D. : "Influence de la couverture végétale sur l'hydrologie des crues du
BVRE du Mont-Lozère."
Rapport interne CEMAGREF LYON 1992 (23 p.)
GUERIN F. : "Etude du fonctionnement de trois petits bassins versants du Mont-Lozère à
l'aide d'un modèle hydrologique global et des analyses corrélatoires et spectrales."
Mémoire de D.E.A. université Orléans 1987 (89 p.)
mIZA D., LUBES H. : "Les concepts des modèles JOUR et AUTOJOUR. Notice d'utilisation
du modèle AUTOJOUR (variante AUTOn).
HORNBERGER lM., BEVEN K.I, COSBY BJ., et SAPPINGTON D.E. : "Shenandoah
watershed study: calibration oftopography-based, variable contributiong area. Hydrological
model to a small forested catchment"
Water, Resources, Research vol. 21, n012, P.1841-1850 1985
MAILHOL J.C. et RIEU T. : "Bassin versant du Haut-Chapeauroux: esquisse d'une hydrologie
et données de base pour l'assainissement agricole. "
Rapport interne CEMAGREF ANTONY 1984 (72 p.)
MAILHOL IC. : "Un exemple d'études préliminaires des ressources en eau d'un petit bassin
rural et agricole een vue de son aménagement hydraulique: le Haut-Chapeauroux (Lozère)
France."
IWRA Vth World Congress on WaterResources 1985 (81) 299-308
MOUSSA R. : "Variabilité spatio-temporelle et modélisation hydrologique; application au
bassin du Gardon d'Andouze"
Thèse de 3ème cycle université Montpellier II 1991 (314 p.)
LAMURE D. : "Analyse de l'influence du couveert végétal sur le cycle hydrologique de petits
bassins versants du Mont-Lozère. Essai de modélisation pluie-débit. "
Mémoire de D.E.A. université de PARIS XI 1986 (50 p.)
O'LOUGIll...IN E.M. : "Saturation regions in catchments and their relations to soil and
topographic properties"
Journal ofHydrology, 53 (1981) 229-246
PICKUP G. : "Testing the efficiency ofalgorithm and strategy for automatic calibration of
rainfall-runoff models. "
Hydrological Sciences; Bulletin des Sciences Hydrolgiques XXII, 2 6/1977
SINGH V.P. : "Hydrologic systems. Rainfall-runoffmodeling"
Library ofCongress Cataloging in Publication Data vol. 1 1988
Williams BJ. et YEH W.W.G. : "Parameter estimation in rainfall-runoffmodel"
Journal ofHydrology, 63 (1983) 373-393
WOLOCK D.M., HORNBERGER G.M., BEVEN K.J. et CAMPBELL W.G. :"The
relationship of catchment topography and soil hydraulic characteristics to lake alkalinity in the
northeastern United States"
Water, Resources, Research, vo1.25, nO 5, p. 829-837 1989
COUPLAGE
CHRISTOPHERSEN N., SEIP H.M., WRIGHT R.F. : "A model for streamwater chemistry at
Birkenes,Norway"
Water,Resources,Research 18:977-996
COSBY B. J., HORNBERGER G. M., WOLOCK D. M., et RYAN P. F. : "Calibration and
coupling ofconceptual rainfall-runof17chemical flux models for long-term simulation of
catchment response to acidic deposition"
1992 sous presse
GHERINI S.A, MOK L., ffiIDSON R.J.M., DAVIS G.F., CHEN C.W., GOLDSTEIN R.A :
"The n.WAS model:formulation and application "
Water,Air and Soil Pollution 26(1985)425-459
ROBSON A, BEVEN K., et NEAL C. : "Towards identifying sources of substrate flow: a
comparison of components identified by a physically based runoffmodel and those determined
by chemical mixing techniques"
Hydrological processes, vol 6, (1992)