Le Projet

LA DÉCOMPOSITION GÉOCHIMIQUE DE L’HYDROGRAMME DE CRUE

1) Introduction :

La décomposition, ou séparation, de l’hydrogramme de crue a pour objectif de quantifier la participation des différents types d’écoulement aux débits mesurés à l’exutoire d’un bassin versant lors d’une crue.
Un bassin versant est le territoire drainé par un même cours d’eau en amont d’un point appelé exutoire. Autorisant la réalisation de bilans, le bassin versant s’est rapidement imposé comme le lieu privilégié d’étude du cycle de l’eau. De nombreux travaux y ont été entrepris, qui ont notamment permis de mieux comprendre la genèse des crues.
Après avoir rappelé les différents mécanismes hydrologiques pouvant être à l’origine de crues, nous étudierons les différentes méthodes de décomposition de l’hydrogramme de crue, en particulier la décomposition géochimique.

2) Genèse des crues :

Figure 1

Figure 1 : Principaux processus superficiels et souterrains de génération des débits de crue (d’après Ambroise, 1995).

En résumant les études bibliographiques réalisées par Bruijnzeel (1990), Cosandey (1990), Sklash (1990), Fritsch (1992) et Ambroise (1995), nous pouvons distinguer trois types d’écoulement qui alimentent les cours d’eau pendant une crue : les précipitations directes sur le réseau de drainage, le ruissellement superficiel, constitué par l’eau s’écoulant à la surface du sol, et l’écoulement souterrain formé par l’eau s’écoulant sous la surface du sol (figure 1).
Trois familles de ruissellement superficiel peuvent intervenir en période de crue :
(1) le ruissellement par dépassement de la capacité d’infiltration de sol, ou ruissellement hortonien (Horton, 1933). Si, à un endroit donné du bassin, l’intensité de la pluie est supérieure à la capacité d’infiltration du sol, le sol se saturera « par le haut ». Les pluies postérieures ne peuvent pas s’infiltrer et ruissellent à la surface de ces zones. Ce type de ruissellement peut être généralisé à l’ensemble du bassin versant ou limité à certaines parties (Betson, 1964).
(2) le ruissellement par saturation du profil (Cappus, 1960). Certaines parties du bassin peuvent être saturées « par le bas », par la remontée de la nappe jusqu’à la surface du sol. Les précipitations sur ces zones peuvent ruisseler à leur surface ou s’infiltrer et chasser par effet piston un volume équivalent d’eau de nappe.
(3) le ruissellement par exfiltration (Dunne et Black, 1970). Dans les zones hydromorphes, l’affleurement des nappes peut engendrer des sources.
L’écoulement sous la surface du sol est constitué par :
(1) l’écoulement hypodermique. Il s’agit de l’écoulement latéral de l’eau de pluie infiltrée dans le sol. Cet écoulement peut être rapide s’il se produit à travers des macropores (Mosley, 1979). Au contraire, s’il se produit à travers des micropores sa vitesse sera faible et pourra s’exprimer selon la loi de Darcy, d’expression générale (cas d’un sol isotrope) :

où :
q est le flux d’eau écoulé (en m/s), K(θ) est la conductivité hydraulique du sol (qui dépend de la teneur en eau du sol), H la perte de charge.
(2) l’écoulement provoqué par l’intumescence de nappe (Sklash et Farvolden, 1979 ; Abdul et Gillham, 1984 et 1989). La frange capillaire est la zone de sol située au-dessus de la zone saturée. Elle est saturée, mais reste sous pression négative. Cette zone ne dispose pas d’une capacité de stockage importante. Si la frange capillaire est située près de la surface du sol, un léger apport d’eau suffit donc à la transformer en eau libre (zone de saturation sous pression). Il se produit alors une remontée rapide et importante du niveau de la nappe. Dans les zones proches des cours d’eau ce phénomène entraîne une forte augmentation des gradients de potentiel hydraulique et donc de la contribution de la nappe à la crue.
(3) l’écoulement provoqué par effet piston (Hewlett et Hibbert, 1967). L’infiltration d’eau de pluie dans le sol déplace un volume équivalent d’eau du sol. Ce mécanisme peut être prédominant dans la génération des crues dans des bassins présentant des sols très perméables, des pentes escarpées et situés dans des régions humides (Pearce et al., 1986 ; Sklash et al., 1986).
Cette classification est évidement réductrice et schématique et la réalité observée sur le terrain peut être plus complexe. Par exemple, Bonell et Gilmour (1978), sur le bassin de South Creek situé dans le nord-ouest de l’Australie (Qeensland), ont mesuré des conductivités hydrauliques de 32,45 mètres par jour pour les 10 premiers centimètres de sol. La conductivité hydraulique décroît ensuite rapidement (ks = 1,54 m/jour, pour la couche 0,1-0,2 cm, ks = 0,32 m/jour pour la couche 0,2-1 m...). Sur ce bassin, soumis à un climat tropical humide, l’intensité des pluies peut excéder la capacité d’infiltration des couches profondes du sol (en dessous de 0,2 m). Il se formera alors une nappe perchée sur l’ensemble du bassin, qui va rapidement émerger à la surface du sol. De plus, les pluies suivantes ruissellent à sa surface (Bonell et Gilmour, 1978). Il se produit donc simultanément un ruissellement par saturation du profil et par exfiltration, généralisé à l’ensemble du bassin.
De la même façon, lors d’un écoulement provoqué par une intumescence de nappe, si la nappe atteint la surface du sol, il peut se produire deux types de ruissellement superficiel : ruissellement d’eau de nappe par exfiltration et ruissellement d’eau de pluie sur des zones saturée (Ambroise, 1995).
On voit donc que différents types d’écoulement peuvent se produire à un même endroit d’un bassin versant. Cette constatation conduit Ambroise (1995) a proposer le terme de « zone contributive variable » pour définir les parties d’un bassin versant où se produisent régulièrement différents types d’écoulement. En effet, les caractéristiques (permanentes) morphologiques ou pédologiques du bassin versant, font que différents types d’écoulement peuvent y être actifs de façon régulière. Cependant, l’extension, et donc l’activité de ces zones dépendra des caractéristiques de chaque événement pluvieux et des conditions initiales qui sont variables.

3) Les différentes méthodes de décomposition de l’hydrogramme de crue :
a) La décomposition graphique de l’hydrogramme de crue :
La méthode la plus anciennement utilisée est la méthode graphique (Barnes, 1939). Elle vise à décomposer l’hydrogramme de crue en plusieurs composantes de vitesse d’écoulement différente. On distingue généralement trois types d’écoulement :
(1) écoulement rapide de crue assimilé au ruissellement superficiel
(2) écoulement retardé assimilé à l’écoulement hypodermique
(3) écoulement de base assimilé à l’écoulement en provenance des nappes souterraines.
Cette méthode est basée sur le fait que les courbes de décrue des différents écoulements peuvent s’assimiler à des fonctions de la forme :
Q(t) = Q0e-at où Q est le débit et t le temps.
mais chaque fonction possède des constantes de temps (a) différentes, ce qui permet de les distinguer.
En pratique, on reporte l’hydrogramme global dans un diagramme semi-logarithmique où les fonctions exponentielles sont représentées par des droites (figure 2).

Figure 2 : décomposition graphique de l’hydrogramme de crue (d’après Réméniéras, 1965).

Dans ce type de diagramme, la queue de l’hydrogramme total est linéaire et traduit le tarissement de l’écoulement souterrain. Le prolongement de cette droite jusqu’au point situé au droit de la pointe de l’hydrogramme global (segment AB), puis de ce point jusqu’au pied de l’hydrogramme global permet de déterminer l’hydrogramme de l’écoulement souterrain.
Si on retranche les débits de cet hydrogramme à l’hydrogramme global, on obtient un hydrogramme représentant le cumul de l’écoulement hypodermique et du ruissellement superficiel, dont la queue traduit le tarissement de l’écoulement hypodermique. On prolonge cette seconde droite jusqu’au point situé au droit de la pointe de l’hydrogramme (segment CD), puis de ce point jusqu’au pied de l’hydrogramme. On obtient ainsi l’hydrogramme de l’écoulement hypodermique.
En soustrayant ce nouvel hydrogramme à l’hydrogramme représentant l’écoulement hypodermique et le ruissellement superficiel, on peut tracer l’hydrogramme de ruissellement superficiel (Réméniéras, 1965 ; Hubert, 1989). Les méthodes dérivées de cette technique ont été décrites par Fritsch (1992). Leurs auteurs cherchent à mieux déterminer la séparation entre les écoulements, soit en sollicitant le « sens hydrologique de l’opérateur », soit, au contraire, en essayant de développer des techniques générales valables pour toutes les crues et tous les bassins (Fritsch, 1992).

b) La décomposition géochimique de l’hydrogramme de crue :
Principes :
Les méthodes de décomposition géochimiques de l’hydrogramme de crue sont basées sur l’utilisation de traceurs conservatifs du cycle de l’eau. Elles reposent sur le principe suivant : si l’eau qui s’écoule à l’exutoire d’un bassin à un instant donné est un mélange d’eaux d’origines différentes, certaines de ses caractéristiques physiques, chimiques ou isotopiques varieront en fonction des proportions du mélange (Crouzet et al., 1970 ; Martinec, 1975 ; Sklash et al., 1976 ; Herrmann et Stichler, 1980).
De façon pratique, il s’agit de résoudre :
- l’équation de conservation de l’eau Qr = ∑Qi
- pour chaque traceur utilisé, son équation de conservation : QrCr = ∑QiCi
où Q et C représentent respectivement les débits et les concentrations du traceur utilisé affecté de l’indice “r” pour la rivière et de l’indice “i” pour un réservoir alimentant a crue.
À noter que dans le cas de l’utilisation comme traceur d’isotopes stables de la molécule d’eau (18O ou 2H) on utilise les unités “δ” à la place des concentrations.
Nous pouvons résumer ces informations de la façon suivante. Le calcul de la contribution des réservoirs à la crue est impossible si la concentration du traceur est identique dans les deux réservoirs. Par contre, ce calcul devient possible lorsque la concentration du traceur dans l’un des réservoirs est égale à celle de la rivière. Mais dans ce cas, l’incertitude sur le calcul sur la contribution du réservoir concerné tend vers l’infini. On remarque également que la précision sur la détermination des contributions respectives des réservoirs R1 et R2 est d’autant meilleure que la précision des mesures des concentrations du traceur est bonne.
L’utilisation des méthodes de décomposition géochimique des hydrogrammes de crue nécessite la réunion de plusieurs conditions (voir, par exemple, Crouzet et al., 1970 ; Sklash et al., 1976 ; Sklash et Farvolden, 1979 ; Herrmann et Stichler, 1980 ou Hubert, 1989) :
- il faut au minimum (n - 1) traceurs pour quantifier la participation à la crue de n réservoirs ;
- les traceurs utilisés doivent être indépendants entre eux et non interactifs avec la matrice minérale ou organique du sol ;
- chaque réservoir participant à la crue doit avoir une signature spécifique. C’est-à-dire que la concentration d’un même traceur doit être différente dans chaque réservoir. Cette signature doit être constante spatialement et, si possible, temporellement ou alors les variations (notamment temporelles) doivent être connues et prises en compte dans les calculs.
De plus, plusieurs études (Crouzet et al., 1970 ; Christophersen et al., 1990 ; Rodhe et al., 1996) ont montré que l’incertitude sur les résultats obtenus diminue si l’écart entre les signatures géochimiques des différents réservoirs alimentant la crue augmente et si l’écart entre les signature de ces réservoirs et celle de la rivière augmente également.

Les traceurs isotopiques, généralités :
Les traceurs utilisés lors de la décomposition de l’hydrogramme de crue sont le plus souvent les isotopes des atomes constituant la molécule d’eau, notamment les isotopes stables (2H et 18O). Le tritium, utilisé dans les années 1970 (Crouzet et al., 1970 ; Martinec, 1975) l’est moins aujourd’hui. En effet, le moratoire sur les essais nucléaires aériens entraîne une diminution de la teneur en 3H des précipitations (Fontes, 1976).
L’intérêt principal des isotopes de la molécule d’eau réside dans le fait que ce sont des traceurs constitutifs, intrinsèques, de la molécule d’eau elle-même. Les variétés isotopiques de la molécule présentent, en général, toutes le même comportement physico-chimique.
Un autre intérêt des isotopes de la molécule d’eau est leur conservativité, c’est-à-dire que la composition isotopique des différents réservoirs du bassin versant qui participent à une crue varie uniquement par mélange. En effet, des études menées en laboratoire ont montré que, sous des températures habituelles, les échanges isotopiques entre l’eau et les minéraux du sol sont extrêmement lents (O’Neil et Kharaka, 1976 ; Kennedy et al., 1986). De même, l’absence de fractionnement isotopique lors de l’extraction racinaire a été constatée par plusieurs auteurs (Zimmermann, 1967 ; Allison et al., 1984 ; Bariac, 1988). La consommation de l’eau du sol par la végétation ne modifie donc pas la composition isotopique de l’eau résiduelle du sol.
Ce comportement conservatif n’est pas toujours vérifié lors de phénomènes évaporatoires. En effet, dans ce cas, l’enrichissement de la composition isotopique de l’eau résiduelle du réservoir soumis à l’évaporation dépend de différents facteurs comme la composition isotopique initiale du réservoir ou l’humidité relative atmosphérique. À l’état isotopique stationnaire, la composition isotopique de l’eau du réservoir devient même indépendante du flux d’évaporation.

Les traceurs chimiques, généralités :
Les traceurs chimiques sont des substances dissoutes ou particulaires transportées par l’eau. Ils peuvent donc présenter des comportements différents de celui de la molécule d’eau.
De plus, il existe des possibilités d’interaction entre les traceurs chimiques et le milieu (précipitation, dissolution, consommation par la végétation ou libération par la végétation ou la litière). Chaque bassin versant est donc un cas particulier du point de vue du comportement des traceurs chimiques (Hooper et Shoemaker, 1986).
Les éléments qui n’interagissent ni avec la matrice minérale ou organique du sol, ni avec la végétation, sont supposés conservatifs. D’un point de vue pratique, leur utilisation est identique à celle des traceurs isotopiques.
Cependant, dans la plupart des cas, les traceurs chimiques ne sont pas conservatifs à cause des interactions existant entre le traceur, la matrice minérale et organique du sol et la végétation. Ils peuvent néanmoins apporter des informations qualitatives importantes en traçant l’origine de l’eau. Par exemple, le potassium peut servir de marqueur de l’eau de pluie ou du ruissellement superficiel (Elsenbeer et al., 1994 ; Pichon et al., 1995).

c) Quelques exemples d’application :
En général, les études présentées dans la littérature (Crouzet et al., 1970 ; Martinec, 1975 ; Sklash et Farvolden,1979 ; Herrmann et Stichler, 1980 ; Loye-Pilot et Jusserand, 1990...) utilisent un traceur isotopique (18O, 2H, ou 3H). Elles considèrent que l’eau qui s’écoule à l’exutoire du bassin est formée par un mélange d’eau « d’âges » différents. On distingue ainsi deux réservoirs :
- l’eau « nouvelle », c’est-à-dire l’eau de l’événement (pluie, fonte de neige) qui provoque la crue.
- l’eau « ancienne », c’est-à-dire l’eau présente dans le bassin avant l’événement, par exemple la nappe.
Cette différenciation, basée sur l’âge de l’eau, ne fait aucune supposition sur le type d’écoulement qui permet le transfert de l’eau au ruisseau. Ainsi, le ruissellement superficiel peut être constitué d’eau nouvelle (ruissellement hortonien ou par saturation du profil) ou d’eau ancienne (exfiltration d’eau du sol). L’écoulement sous la surface du sol peut également être constitué d’eau nouvelle (écoulement hypodermique) ou d’eau ancienne (déplacement d’eau par effet piston ou par intumescence de nappe).
De plus, ce type de décomposition revient à formuler les deux hypothèses suivantes :
(1) le signal de l’eau ancienne est assimilé à celui de la nappe qui alimente la rivière avant la crue.
(2) le signal de l’eau nouvelle est assimilé à celui de la pluie.
Si l’assimilation de l’eau nouvelle à la pluie ne pose, a priori, pas de problème, l’assimilation de l’eau ancienne à la nappe suppose que l’eau de la zone non saturée du sol possède la même composition isotopique que la nappe, ou qu’elle joue un rôle négligeable pendant la crue (Sklash et Farvolden, 1979 ; Loye-Pilot et Jusserand, 1990).
Ces études aboutissent aux conclusions suivantes : le débit de base de la rivière avant la crue est assuré par la nappe. Pendant la crue, l’eau de la rivière est un mélange d’eau de pluie et d’eau de nappe. On assiste ensuite, pendant la décrue, à un retour rapide au signal de départ. La participation de l’eau ancienne reste majoritaire, même au pic de crue. Il existe toutefois quelques crues où l’eau nouvelle est majoritaire, mais qui correspondent à des cas particuliers : température du sol proche de 0°C, ce qui rend difficile la circulation de l’eau dans le sol (Hamid et al., 1986), fortes pluies sur des bassins secs (Blavoux et al., 1976 ; Sklash et Farvolden, 1979).
Ces résultats sont nouveaux et contradictoires avec ceux fournit par la décomposition graphique de l’hydrogramme qui attribue la majeure partie des écoulements de crue au ruissellement superficiel. Ils ont, par contre, confirmé les travaux d’hydrologues forestiers (par exemple Hewlett et Hibbert, 1967) qui, dès les années 1960, avait attribué la formation des crues à l’écoulement souterrain.
Deux mécanismes principaux sont généralement proposés pour expliquer la participation majoritaire de l’eau ancienne à la génération des crues :
(1) intumescence de nappe (Sklash et Farvolden, 1979)
(2) déplacement d’eau du sol par effet piston (Pearce et al., 1986 ; Sklash et al., 1986).
Il existe cependant des cas où la décomposition isotopique de l’hydrogramme de crue en deux réservoirs (eau ancienne/eau nouvelle) ne fournit pas de résultats plausibles ou satisfaisants :
(1) Par exemple, une étude de Dewalle et al. (1988) réalisée sur le bassin de Fish Run (États-Unis) aboutit au résultat aberrant d’un débit d’eau ancienne supérieur au débit total du cours d’eau.
(2) Lors d’autres expérimentations, les compositions isotopiques mesurées à l’exutoire du bassin ne peuvent s’expliquer que par une participation à la crue de l’eau de la zone non saturée (Mérot et al., 1981 ; Kennedy et al., 1986).
(3) D’autres études (Sklash et Farvolden, 1979 ; Herrmann et Stichler, 1980) ont mis en évidence l’existence d’une relation d’hystérésis entre la teneur en 18O et le débit mesuré à l’exutoire du bassin (figure 3).
Sklash et Farvolden (1979) ont interprété cette relation comme étant le résultat d’une alternance de mélange à deux et trois pôles. Rappelons que si la crue est issue d’un mélange entre deux réservoirs, cette relation est univoque. Le début de la crue est formée d’un mélange entre l’eau de la nappe et l’eau de pluie. Mais, après le pic de crue, l’eau du cours d’eau est issue d’un mélange entre la pluie, la nappe et l’eau de la zone non saturée. Le tarissement est le résultat d’un mélange entre l’eau de la nappe et l’eau de la zone non saturée. La surface du triangle dépend de la contribution de la zone non saturée à la crue.
Cependant, cette relation peut être également due à la variation temporelle de la signature de l’un des pôles (Herrmann et Stichler, 1980). Par exemple, de nombreuses études ont montré que la composition isotopique de la pluie est très variable au cours du temps (voir, par exemple, Dansgaard, 1964).


Figure 3 : relation débit/18O observée à l’exutoire du bassin lors d’une crue (Sklash et Farvolden, 1979).

Ces résultats remettent évidement en cause les hypothèses, notamment l’assimilation de l’eau ancienne à l’eau de la nappe, sur lesquelles repose la décomposition isotopique de l’hydrogramme. Par exemple, l’eau de la zone non saturée peut contribuer à la crue et présenter une composition isotopique différente de celle de la nappe. On se trouve alors dans un système à trois réservoirs (pluie, zone saturée et zone non saturée) et un traceur, qui ne peut être résolu mathématiquement.
Pour pouvoir quantifier malgré tout cette participation, différentes approches sont utilisées.
Certains auteurs utilisent un seul traceur isotopique, mais formulent de nouvelles hypothèses qui permettent une décomposition de l’hydrogramme en trois réservoirs.
Par exemple, Dewalle et al. (1988) proposent une décomposition en trois réservoirs (pluie directe, eau de la zone non saturée et eau issue de la nappe) en utilisant un seul traceur (18O). La contribution de la pluie directe est en fait calculée directement par la mesure de l’intensité de la pluie et de la surface du cours d’eau. Le calcul des contributions des deux autres réservoirs est effectué ensuite en utilisant les équations de conservation de l’eau et du traceur.
Harris et al., (1995) proposent également un modèle de mélange à trois réservoirs (précipitations directes, zone saturée en bordure du ruisseau et zone saturée en haut de versant) avec un seul traceur (18O). L’eau de la zone saturée du haut du versant n’alimente pas directement le ruisseau, mais la zone saturée en bordure du ruisseau. On a donc un modèle à deux réservoirs de composition isotopique variable avec le temps.
D’autres auteurs (Maulé et Stein, 1990 ; Ogunkoya et Jenkins, 1993 ; Bazemore et al., 1994 ; Mérot et al., 1995...) préfèrent utiliser un ou plusieurs traceurs supplémentaires, chimiques. Cette démarche permet de s’affranchir d’hypothèses nouvelles et contraignantes tout en augmentant les possibilités de prise en compte de réservoirs supplémentaires.
Si les traceurs chimiques employés sont conservatifs, la contribution des différents réservoirs à la crue est calculée en utilisant les équations de conservation de l’eau, du traceur isotopique et du ou des traceur(s) chimique(s).
L’utilisation quantitative de traceurs non conservatifs est plus difficile et suppose de nouvelles hypothèses. Par exemple, Maulé et Stein (1990), ont utilisé simultanément la silice (qui permet de séparer l’eau qui s’écoule au-dessus de l’horizon minéral, c’est-à-dire des couches de sol situées sous l’horizon humifère, de celle qui s’écoule en dessous) et l’oxygène 18 (qui permet de différencier l’eau nouvelle de l’eau ancienne). En plus des hypothèses classiques, ce type décomposition suppose que l’eau nouvelle qui s’infiltre dans le sol acquière immédiatement la concentration en silice de l’eau du sol. Cette concentration reste ensuite constante. Par contre l’eau nouvelle infiltrée peut conserver sa composition isotopique ou acquérir une composition isotopique intermédiaire entre celle de la pluie et celle de l’eau du sol. Ces auteurs décomposent ainsi l’hydrogramme de crue en quatre réservoirs : ruissellement superficiel, écoulement hypodermique, eau de mélange venant des profondeurs moyennes du sol et eau ancienne, plus profonde.

d) Variabilité spatio-temporelle de la signature chimique et isotopique des différents réservoirs :
Une des difficultés de la décomposition géochimique de l’hydrogramme de crue est la détermination précise de la signature des réservoirs, notamment en raison de leur variations spatio-temporelles.
La pluie :
Variabilité spatiale de la composition isotopique de la pluie :
La pluie en milieu ouvert :
À l’échelle de l’hectare, la variabilité spatiale de la composition isotopique de la pluie en plaine est faible (Carbonnel et al., 1990 ; Mérot et al., 1989).
Sur des surfaces plus grandes (de l’ordre de quelques km2), on observe des variations spatiales qui semblent liées à la fois à la morphologie du bassin et à la circulation des masses nuageuses (Blavoux, 1978).
Toutefois, cette hétérogénéité diminue si la durée d’échantillonnage augmente (Blavoux, 1978). La densité du réseau pluviométrique dépend donc des objectifs de l’étude. Ainsi, pour des études à l’échelle de l’averse une densité de deux pluviomètres pour 10 km2 est nécessaire. Par contre, dans le cadre de l’établissement de bilans isotopiques, une densité de un pluviomètre pour 50 km2 semble suffisante (Blavoux, 1978).
En montagne, les pluies s’appauvrissent nettement avec l’altitude. Par exemple, des gradients de -0,3 ‰/100 m dans les Alpes (Blavoux, 1978) ou de -0,2 ‰/100 m dans les Vosges (Ladouche, comm. pers.) ont été mesurés.

La pluie en milieu forestier :
Les pluviolessivats sont les précipitations qui, en forêt, atteignent le sol après avoir traversé la canopée. L’ensemble des pluviolessivats et de l’écoulement de la pluie le long des troncs d’arbre constitue les transprécipitations.
Dans les bassins versants forestiers, ce sont les transprécipitations, en particulier les pluviolessivats, qui constituent le signal d’entrée dans le bassin et non la pluie directe.
En moyenne, les pluviolessivats sont faiblement enrichis en isotopes lourds (18O, 2H) par rapport aux pluies des zones ouvertes. Par exemple, Pearce et al. (1986) ont trouvé, en Nouvelle Zélande (bassins expérimentaux de Maimai), un enrichissement des pluviolessivats de 0,11 ‰ en 18O et de 2,9 ‰ en 2H, pour une interception de la pluie par la canopée de 20 % ; Kendall (1993, citée par Kendall et Mc Donnell, 1993) trouve, sur le bassin de Panola (Géorgie, États-Unis), un enrichissement de 0,5 ‰ en 18O et de 3 ‰ en 2H pour une interception de 15 %.
Pour expliquer ces écarts, deux mécanismes ont été proposés :
(1) Saxena (1986) propose le modèle suivant : À un instant donné, les pluviolessivats sont constitués par un mélange de pluie directe et d’eau de pluie plus ancienne, retenue sur la canopée. Or cette eau est enrichie en isotopes lourds car elle a subit de l’évaporation et des échanges isotopiques avec la vapeur d’eau atmosphérique.
(2) Cependant, lors d’une étude conduite aux États-Unis (Pennsylvanie), Dewalle et Swistock (1994) ont trouvé que la composition isotopique des pluviolessivats est alignée sur la droite des eaux météoriques. Ils en ont conclu que la différence entre les compositions isotopiques de la pluie en milieu ouvert et les pluviolessivats est essentiellement due au mélange de la pluie avec l’eau de pluie antérieure peu ou pas évaporée, mais de composition différente, retenue sur la canopée.
L’écart entre la composition isotopique des pluies et celle des pluviolessivats sera d’autant plus grand que (Saxena, 1986 ; Dewalle et Swistock, 1994) :
- la température de l’air diminue, car le facteur de fractionnement isotopique à l’équilibre augmente.
- l’interception de la pluie par la végétation est importante, car la quantité de pluie retenue sur la canopée et donc susceptible de subir de l’évaporation ou un mélange avec une fraction de pluie ultérieure augmente. Ce phénomène explique l’enrichissement isotopique supérieur des pluviolessivats des forêts de résineux par rapport à ceux des forêts de feuillus (l’interception de la pluie est généralement plus importante pour les résineux).
- l’intensité de la pluie diminue, car alors l’interception de la pluie par la canopée augmente.
Cependant, si la pluie retenue sur la canopée a subi de l’évaporation, l’enrichissement isotopique provoqué sera limité. En effet, l’humidité relative de l’air dans la canopée reste généralement supérieure à 95 % pendant la pluie (Pearce et al., 1986).
Nous avons vu que la différence entre les compositions isotopiques de la pluie et des pluviolessivats dépend de l’interception de la pluie par la canopée. Cette interception est elle-même très variable dans l’espace. On doit donc s’attendre à des variations spatiales de la composition isotopique des pluviolessivats. Par exemple, Kendall (1993, citée par Kendall et Mc Donnell, 1993) a observé de légères variations (0,5 ‰ en 18O) pour 32 pluviomètres disposés sur une parcelle boisée de 4 hectares sur le bassin de Panola (Géorgie, États-Unis).

Variabilité temporelle de la composition isotopique de la pluie :
Les variations temporelles du signal isotopique des pluies peuvent être importantes. Elles présentent généralement un appauvrissement en isotopes lourds au cours du temps, ce qui correspond à l’effet de masse décrit par Dansgaard (1964). Cependant, il existe de grands écarts de comportement d’une pluie à l’autre. par exemple les écarts entre les valeurs extrêmes pour un même événement varient de 0,1 à 16 ‰ en 18O, selon une étude réalisée par Pionke et Dewalle (1992) en Pennsylvanie. De plus, la variation du signal peut être complexe et présenter des phases d’enrichissement et d’appauvrissement. Il semble que cela soit lié à la nature et aux caractéristiques de l’événement pluvieux. En effet, les pluies stratiformes présentent un effet de masse beaucoup plus affirmé que les pluies convectives (Geldzelmann et Arnold, 1994). D’autre part, ce sont pendant les mêmes épisodes de l’averse que se produisent les changements de composition isotopique les plus rapides et les variations d’intensités les plus brutales (Pionke et Dewalle, 1992).
Ces variations rendent difficile la caractérisation du signal de la pluie en vue de la décomposition de l’hydrogramme. On ne pourra pas se contenter de la valeur globale de l’événement. Il faut impérativement échantillonner la pluie selon des incréments de temps ou de lame d’eau précipitée. Cependant, l’utilisation directe des valeurs obtenues par incrément de temps peut conduire à des résultats faux car on risque de faire jouer un rôle important à des échantillons représentant une lame d’eau précipitée ou une intensité faible. Mc Donnell et al. (1990) proposent plusieurs méthodes de pondération pour résoudre ce problème :
- pondération selon la lame d’eau :

où δi et Hi sont les teneurs en 18O ou en 2H et les hauteurs d’eau des différents échantillons prélevés.
- pondération selon l’intensité :


on remplace la hauteur d’eau des échantillons par leur intensité (Ii, hauteur d’eau divisée par le temps).
On remarque que si les échantillons sont prélevés à pas de temps constant les deux méthodes de pondération deviennent identiques.
Les valeurs pondérées sont calculées, au fur et à mesure, pour chaque épisode prélevé. On dispose ainsi de la composition isotopique globale (valeur intégrée) de la pluie du début de l’averse jusqu’à l’épisode i, ce qui exclue les épisodes pluvieux suivants. La dernière valeur représente la composition globale de la pluie.
Les valeurs intégrées doivent être utilisées dans les calculs de décomposition de l’hydrogramme de crue, de préférence à la composition isotopique globale de l’événement pluvieux. En effet, cela permet d’éviter de prendre en compte des épisodes pluvieux qui n’ont pas encore précipité (Mc Donnell et al., 1990).
La pondération par la hauteur d’eau attribue le même poids à toutes les fractions de la pluie, quelque soit leur intensité. Or, lors d’un événement d’intensité variable, ce sont généralement les épisodes les plus intenses qui ont les conséquences hydrologiques les plus grandes. Pour cette raison, la méthode de pondération par l’intensité parait être la plus judicieuse (Mc Donnell et al., 1990).
Pionke et al. (1993) proposent d’isoler, dans un événement pluvieux, les épisodes de pluie les plus intenses (« pics de pluie ») en supposant que ce sont eux qui ont provoqué les pics de crue. On peut ensuite affecter une valeur unique à chaque pic de pluie ou, au contraire, les décomposer en plusieurs épisodes en utilisant les méthodes de pondération. Pionke et al. (1993) ont utilisé quatre méthodes de pondération de la pluie (une valeur globale, pondération par hauteur d’eau, décomposition par pic, décomposition par pic pondérés par la hauteur d’eau) sur un bassin de 7,4 km2 en Pennsylvanie. La méthode de décomposition de la pluie par pic pondérés par la hauteur d’eau semble la plus justifiée. En effet, cette méthode permet de prendre en compte uniquement les épisodes pluvieux les plus importants, ainsi que la variation temporelle de la composition isotopique des ces épisodes (Pionke et al. 1993). Cependant sur des petits bassins les méthodes de pondération utilisant la pluie globale sont satisfaisantes (Pionke et al. 1993).
Variabilité spatiale de la composition chimique de la pluie :
La pluie en milieu ouvert :
En dehors de la pollution, la composition chimique de la pluie dépend essentiellement de sa concentration en aérosols marins ou terrestres et de leur évolution chimique dans l’atmosphère (Meybeck, 1983 ; Andreae et al., 1990 ; Forti et Neal, 1992).
La composition chimique de la pluie est donc variable d’une région à une autre. En général, la concentration de la pluie en élément d’origine océanique, par exemple Cl-, diminue avec l’éloignement de la côte alors que celle des éléments d’origine continentale, par exemple Ca2+, augmente. Cette tendance générale peut naturellement différer dans une région donnée, en fonction de la nature des aérosols qui y sont émis. Par exemple, les aérosols émis par les volcans ont pour effet d’enrichir les pluies en anions (Cl-, Br-, F-...), tandis que ceux provenant des régions arides vont enrichir les pluies en chlorures ou en sodium (Meybeck, 1983).
On s’attend donc à ce que la variabilité spatiale de la composition chimique de la pluie sur des surfaces réduites soit faible. Toutefois, une étude (Crockford et al., 1996a) réalisée en Australie (bassin de Upper Yass, près de Canberra) indique le contraire. En effet, sur six sites différents, distants de quelques mètres à quelques centaines de mètres, la concentration de la pluie en un élément donné varie fortement, parfois de plus de 50 %. Les variations sont différentes pour chaque élément chimique et pour chaque événement pluvieux.
En montagne, une diminution des concentrations de la pluie avec l’altitude est également observée. Par exemple, les concentrations en chlorures de la pluie sont divisées par 3 entre 500 et 1500 m d’altitude dans les Alpes et les Pyrénées (Meybeck, 1983).

La pluie en milieu forestier :
La végétation, notamment la forêt, peut constituer une source d’émission de certains éléments, soit par exsudation (par exemple le potassium, Crozat, 1979), soit par lessivage de dépôts secs retenus sur la canopée (Pichon et al., 1995 ; Probst et al., 1995). Elle peut également constituer un puits pour des éléments comme le nitrate (Pichon et al., 1995 ; Crockford et al., 1996b).
Ces phénomènes expliquent que les transprécipitations présentent généralement des concentrations chimiques différentes de celle de la pluie en milieu ouvert. Les changements sont variables pour chaque élément chimique et peuvent être très importants. Par exemple, Forti et Moreira-Nordemann (1991) ont mesuré, en Amazonie Centrale, une augmentation moyenne de la concentration des pluviolessivats en chlorure de 22 % en saison des pluies et de 61 % en saison sèche par rapport à la pluie incidente. Pour le potassium (Forti et Moreira-Nordemann, 1991), cette augmentation varie de 63 % (saison des pluies) à 526 % (saison sèche).
La composition chimique des transprécipitations est très variable dans l’espace (Robson et al., 1994 ; Crockford et al., 1996b, 1996c). Par exemple, Robson et al. (1994) montrent que la concentration des pluviolessivats en sodium peut varier dans un rapport de 1 à 3 d’un pluviomètre à l’autre sur une parcelle de 200 m² installée dans une forêt anglaise peuplée principalement de hêtre (48 pluviomètres sur la parcelle). Cette variabilité peut être liée à l’hétérogénéité spécifique du peuplement, mais pour les forêts homogènes il semble que le facteur principal soit la quantité et la fréquence des pluies antérieures (Crockford et al., 1996b, 1996c).

Variabilité temporelle de la composition chimique de la pluie :
La pluie en milieu ouvert :
La composition chimique de la pluie peut également varier au cours d’une averse. En effet, certains éléments (par exemple Cl-) servent de noyaux de coalescence aux gouttes de pluie lors de la condensation de la vapeur d’eau atmosphérique. Ainsi, au cours des condensations successives la vapeur d’eau résiduelle, et donc la pluie qui en est issue, est de moins en moins concentrée en chlorures (Erikson, 1959 ; Duce et al., 1963).

La pluie en milieu forestier :
Sous forêt, le lessivage de la canopée par la pluie dissout plus d’éléments en début de pluie. Cela explique que les pluviolessivats générés par de petites pluies soient généralement plus concentrés que les pluviolessivats dus aux pluies plus importantes (Robson et al., 1994). De plus, la concentration des premières fractions de pluies est plus élevée que celle des fractions suivantes (Robson et al., 1994).
Les études présentées dans la littérature mettent ainsi en évidence la nécessité d’effectuer des prélèvements fractionnés de la pluie afin de prendre en compte la variabilité temporelle de sa composition isotopique et chimique.
Dans le cas des bassins versants forestiers, la modification de la signature de la pluie lors de passage à travers la canopée impose également de prélever les pluviolessivats. La variabilité spatiale de la composition isotopique et surtout chimique des pluviolessivats étant importante il est nécessaire de disposer, sur ces bassins, d’un réseau pluviométrique dense.

La zone non saturée du sol :
Variabilité spatiale de la composition isotopique de la zone non saturée :
Des variations spatiales importantes dans la composition isotopique de l’eau de la zone non saturée du sol ont été observées aussi bien à l’échelle de quelques hectares qu’à l’échelle décamétrique (Gascuel-Odoux et Mérot, 1986, 1991). Ces variations peuvent être à la fois verticales et horizontales. Dans les bassins de plaine où le signal d’entrée (pluie) varie très peu ces variations sont dues à des différences dans les propriétés du sol comme, par exemple, la conductivité hydraulique (Mérot, 1993).

Variabilité temporelle de la composition isotopique de la zone non saturée :
L’effet de l’évaporation sur la composition isotopique de l’eau du sol a été étudiée par de nombreux auteurs tant sur le terrain qu’en laboratoire (Allison, 1982 ; Allison et al., 1983 ; Turner et al., 1987 ; Barnes et Walker, 1989, Boujamlaoui, 1993 ; Mathieu, 1993 ; Melayah, 1994...). Ces études mettent en évidence en enrichissement isotopique important de l’eau issue des couches supérieures du sol. La relation 2H/18O obtenue pour cette eau est une droite dont la pente est caractéristique d’une eau ayant subi de l’évaporation . Puis, au-delà, d’une certaine profondeur (pouvant atteindre 2 m), la signature isotopique de l’eau devient constante avec la profondeur et reste proche de la composition isotopique moyenne annuelle pondérée des pluies.

Variabilité spatio-temporelle de la composition chimique de la zone non saturée :
La chimie de l’eau de la zone non saturée est déterminée essentiellement par les interactions entre les éléments chimiques et la végétation (puits racinaire) et les phénomènes éventuels de précipitation, de dissolution ou de lessivage.
Ces phénomènes sont variables d’un sol à l’autre en raison des différences de roche mère, de pH, de climat... Les concentrations de l’eau du sol en éléments chimiques sont donc très variables (voir tableau 1).

élément concentration minimale (mg/l) concentration maximale (mg/l)
Ca++ 20 1520
Mg++ 16,8 2400
K+ 7,8 390
Na+ 9,2 3450
NO3- 9,9 3410
H2PO4- 0,097 97
SO4— 9,6 14400
Cl- 7,1 8165

Tableau 1 : concentrations extrêmes en quelques éléments chimiques pour l’ensemble des sols. Cas de sols saturés en eau (d’après Callot et al., 1982).

En particulier, la végétation va influencer la répartition verticale des éléments minéraux dans le sol. De façon générale, la concentration dans la solution du sol des éléments essentiels au développement des plantes augmente vers la surface du sol (Hirata et Muraoka, 1993). Au contraire, la concentration des éléments qui ne sont pas essentiels au développement des plantes (silice, sodium, chlorure...) augmente avec la profondeur (Turner et al., 1987 ; Hirata et Muraoka, 1993).
Dans les régions tropicales, le recyclage des éléments minéraux par la forêt est très rapide et, par exemple, l’apport météorique en potassium correspond à la quantité absorbée par une forêt tropicale à l’équilibre (Crozat, 1979). Cela empêche donc le transport du potassium vers les couches profondes du sol (Forti et Neal, 1992).
La zone non saturée du sol peut donc présenter un forte variabilité spatiale de sa composition chimique ou isotopique. Cette variabilité peut être verticale ou latérale.

La zone saturée :
Variabilité spatio-temporelle de la composition isotopique de la zone saturée :
En général, la composition isotopique des nappes est égale à la signature moyenne des pluies qui les alimentent. Leur composition isotopique apparaît donc peu variable dans l’espace et dans le temps.
Toutefois, des événements importants (pluie, fonte de neige) peuvent modifier la composition isotopique des nappes superficielles (Hooper et Shoemaker, 1986 ; Kendall et Gu, 1992 cités par Kendall et Mc Donnell, 1993). On peut alors observer une variabilité spatiale importante de la signature isotopique de ces nappes (Kendall et Gu, 1992 cités par Kendall et Mc Donnell, 1993).

Variabilité spatio-temporelle de la composition chimique de la zone saturée :
L’eau de la zone saturée présente souvent des temps de résidence élevés, qui peuvent atteindre plusieurs années.
Cela explique pourquoi la composition chimique des nappes souterraines est généralement plus ou moins en équilibre avec celle des minéraux et des roches constituant le sol et le sous-sol du bassin (Furch, 1985 ; Konhauser et al., 1994).
On s’attend donc à ce que la composition chimique des nappes présente peu de variations spatiales. Toutefois des différences dans la nature géologique ou pédologique de différentes parties d’un bassin peuvent entraîner une variation spatiale de la composition chimique de l’eau de la zone saturée. Par exemple, une étude menée par Elsenbeer et al. (1995a) sur le petit bassin (0,75 ha) de La Cuenca, en Amazonie péruvienne, montre que la concentration en silice de la partie amont de nappe est supérieure de 25 % à celle de la partie aval.
La composition chimique de l’eau d’une nappe peut également présenter des variations temporelles provoquées par l’arrivée massive d’eau météorique qui n’est pas en équilibre chimique avec le sol. Ainsi, la fonte des neige peut diminuer la concentration en silice d’une nappe (Hooper et Shoemaker, 1986). De plus, certains phénomènes biologiques (consommation par des plantes, dénitrification par des bactéries...) peuvent également modifier la composition chimique des nappes superficielles (Wels et al., 1991).
La zone saturée du sol semble être le réservoir dont la signature chimique et isotopique est la plus stable dans le temps et dans l’espace. Cette stabilité doit toutefois être vérifiée pour chaque bassin, notamment dans le cas de nappes peu profondes.

4) Conclusion :
Les méthodes graphiques de décomposition de l’hydrogramme de crue paraissent arbitraires et ont souvent été critiquées (voir, par exemple, Hubert, 1989 ; Beven, 1991 ou Ambroise, 1995). En particulier, l’assimilation des écoulements rapide, retardé et de base à des processus physiques (ruissellement superficiel, écoulement hypodermique ou drainage des nappe) conduit généralement à attribuer une part majoritaire dans les écoulements au ruissellement superficiel. Cela revient à faire l’hypothèse que les crues sont provoquées par du ruissellement hortonien généralisé à l’ensemble du bassin. Or, notamment dans des bassins forestiers, des crues se sont produites sans que du ruissellement superficiel ait été observé, que ce soit en milieu tempéré (Mosley, 1979 ; Cosandey, 1986) ou en milieu tropical (Coelho Netto, 1987, ; Millet et al., 1998).
En fait, les méthodes graphiques permettent d’estimer des volumes d’eau écoulés mais ne permettent de déterminer, ni les mécanismes provoquant les crues, ni l’origine de l’eau qui y participe (Herrmann et Stichler, 1980 ; Hubert, 1989).
Or, la qualité chimique des cours d’eau dépend de l’origine et de l’histoire de l’eau qui les alimente. En effet, du fait des interactions susceptibles de se produire avec la matrice minérale et organique du sol, l’eau du sol peut présenter une composition chimique très différente de celle des eaux de pluie ou de fonte des neiges. La prédominance d’un type d’eau ou d’un autre (eau du sol ou eau des précipitations) dans les mécanismes de genèse des crues détermine la composition chimique de l’eau des cours d’eau. Par exemple, dans les régions soumises à des pluies acides, lors de crues générées majoritairement par l’eau du sol, l’eau des rivières présente des diminutions de pH atténuées par rapport aux crues générées par l’eau de pluie (Bottomley et al., 1986 ; Hooper et Shoemaker, 1986 ; Wels et al., 1990). De même, l’impact des pollutions d’origine agricole (phosphore, azote, molécules organiques xénobiotiques, métaux lourds) est variable selon le type de crue. Par exemple, sur le petit bassin agricole de Perrignier situé en bordure du lac Léman, les crues provoquées par la nappe présentent des concentrations très faibles en azote (NO3-) et en phosphore (soluble ou particulaire). Les crues expliquées par l’écoulement hypodermique montrent au contraire de fortes concentrations en nitrate et en phosphore soluble, alors que les crues dues au ruissellement superficiel exportent surtout du phosphore particulaire (Dorioz et Fehri, 1994).
De plus, la connaissance des mécanismes provoquant une crue et de leur importance relative est indispensable avant toute tentative de lutte contre les inondations ou l’érosion (Cosandey, 1990). En effet, selon les mécanismes générant les crues (ruissellement hortonien, ruissellement sur des zones saturées, intumescence de nappe) des travaux de nature différente doivent être envisagés pour limiter l’amplitude des crues et de l’érosion (couverture des sols agricoles, construction de terrasse ou banquette, reboisement).
Les méthodes de décomposition géochimique de l’hydrogramme de crue ont donc permis de mieux comprendre les mécanisme de de formations des crues. Leur utilisation nécessite cependant certaines précautions :
- la variabilité spatio-temporelle de la signature géochimique des différents réservoirs susceptibles de participer à la crue doit être prise en compte par un échantillonnage approprié avant et pendant la crue ;
- avant de réaliser la décomposition de l’hydrogramme, il est nécessaire de déterminer le nombre de réservoir alimentant la crue et donc de choisir les traceurs à utiliser sachant que (n - 1) traceurs conservatifs sont nécessaires pour caractériser la participation à la crue de n réservoirs.

Références bibliographiques :

ALLISON G. B., BARNES C. J., HUGHES M. W. and LEANEY F. W. J., 1984. - Effect of climate and vegetation on oxygene-18 and deuterium profiles in soils. Proceedings of a symposium, Vienna, 12-16-09-83, IAEA, 104-123.
ABDUL A. S. and GILLHAM R. W., 1984. - Laboratory studies of the effects of the capillary fringe on streamflow generation. Wat. Resour. Res, 20(6), 691-698.
ABDUL A. S. and GILLHAM R. W., 1989. - Field studies of the effects of the capillary fringe on streamflow generation. J. Hydrol., 112, 1-18.
ALLISON G. B., 1982. - The relantionship between 18O and deuterium in water in sand columns undergoing evaporation. J. Hydrol., 55, 163-169.
ALLISON G. B., BARNES C. J., HUGHES M. W. and LEANEY F. W. J., 1984. - Effect of climate and vegetation on oxygene-18 and deuterium profiles in soils. Proceedings of a symposium, Vienna, 12-16-09-83, IAEA, 104-123.
AMBROISE B., 1995. - Hydrologie des petits bassins versants ruraux en milieu tempéré, processus et modèle. In « les flux dans les volumes pédologiques et à leur limites : approches à l’échelle spatiale du bassin versant ». Séminaire du conseil scientifique du département Science du Sol (INRA), Dijon 26 et 27-03-91, publié dans la collection « un point sur ... » de l’INRA.
ANDREAE M. O., TALBOT R. W., BERRESHEIM H. and BEECHER K. M., 1990. - Precipitation chemistry in Central Amazonia. J. Geophys. Res., 95(D10), 16987-16999.
BARIAC T., 1988. - Les isotopes stables de l’eau (18O,2H) de l’eau dans le continuum sol-plante-atmosphère : conséquences pour la vapeur d’eau atmosphérique. Thèse de doctorat d’état ès Sciences Naturelles présentée à l’Université Pierre et Marie Curie (Paris VI).
BARNES B. S., 1939. - The structure of discharge-recession curves. Trans. Amer. Geophys. Union, 20, 721-725.
BARNES C. J. and WALKER G. R., 1989. - The distribution of deuterium and oxygen-18 during unsteady evaporation from a dry soil. J. Hydrol., 112, 55-67.
BAZEMORE D. E., ESHLEMAN K. N. and HOLLENBECK K. J., 1994. - The role of soil water in stormflow generation in a forested headwater catchment : synthesis of natural tracer and hydrometric evidence. J. Hydrol., 162, 47-75.
BEVEN K., 1991. - Hydrogaph separation ? 3rd National Hydrology Symposium, Southampton, G. B..
BLAVOUX B., 1978. - Étude de cycle de l’eau au moyen de l’oxygène-18 et du tritium. Possibilités et limites de la méthode des isotopes du milieu en hydrologie de la zone tempérée. Thèse de doctorat d’état ès Sciences Naturelles présentée à l’Université Pierre et Marie Curie (Paris VI).
BLAVOUX B., DRAY M. et MÉROT Ph., 1976. - Comparaison des écoulements sur deux bassins versants élémentaires, bocager et « ouvert », à l’aide du traçage isotopique naturel par l’oxygène-18. Table ronde CNRS « écosystèmes bocagers » Rennes, 153-158.
BONELL M. and GILMOUR D. A., 1978. - The development of overland flow in a tropical rainforest catchment. J. Hydrol., 39, 365-382.
BOTTOMLEY D. J., CRAIG D. and JOHNSTON L. M., 1986. - Oxygen 18 studies of snowmelt runoff in a small precanbrian shield watershed : implications for streamwater acidification in a acid-sensitive terrain. J. Hydrol., 88, 213-234.
BOUJAMLAOUI Z., 1993. - Continuum sol plante atmosphère : influence de l’évapotranspiration réelle sur les bilans isotopiques (18O et 2H) en climat tempéré et aride. Thèse de doctorat de l’Université Pierre et Marie Curie (Paris VI).
BRUIJNZEEL L. A., 1990. - Hydrology of moist tropical forests and effects of conversion : a state of knowledge review. UNESCO Ed., 224 pp.
CALLOT G., CHAMAYOU H., MAERTENS C. et SALSAC L., 1982. Mieux comprendre les interactions sol-racines, incidence sur la nutrition minérale. INRA Éd., 325 pages.
CAPPUS P., 1960. - Bassin expérimental d’Alrance. Étude des lois de l’écoulement. Application au calcul et à la prévision des débits. La houille blanche, n°A, 493-520.
CARBONNEL J.P., HUBERT P., WALBADET É., MERMOUD A. et BARIAC T., 1990. - Variabilité spatiale des précipitations soudano-sahéliennes à l’échelle décamétrique, C. R. Acad. Sci. Paris, t. 311 série II, 1425-1430.
CHRISTOPHERSEN N., NEAL C., HOOPER R. P., VOGT R. D. and ANDERSEN S., 1990. - Modelling streamwater chemistry as a mixture of soilwater end-members. A step towards second-generation acidification models. J. Hydol., 116, 307-320.
COELHO NETTO A. L., 1987 - Overlandflow production in a tropical rainforest catchment : the role of litter cover. Catena, 14, 213-231.
COSANDEY C., 1986. - De l’origine de l’écoulement rapide de crue, dans un petit bassin versant forestier breton. Z. Geomorph. N.F., 60, 177-186.
COSANDEY C., 1990. - L’origine des crues dans les bassins versants élémentaires. Ann. Géo., 556, 641-659.
COSANDEY C., 1995. - La forêt réduit-elle l’écoulement annuel ? Ann. Géo., 581-582, 7-25.
CROCKFORD R. H., RIDCHARDSON D. P. and SAGEMAN R., 1996a. - Chemistry of rainfall, throughfall and stemflow in a eucalypt forest and a pine plantation in south-eastern Australia : 1. rainfall. Hydrol. Proc., 10, 1-11.
CROCKFORD R. H., RIDCHARDSON D. P. and SAGEMAN R., 1996b. - Chemistry of rainfall, throughfall and stemflow in a eucalypt forest and a pine plantation in south-eastern Australia : 2. througfall. Hydrol. Proc., 10, 13-24.
CROCKFORD R. H., RIDCHARDSON D. P. and SAGEMAN R., 1996c. - Chemistry of rainfall, throughfall and stemflow in a eucalypt forest and a pine plantation in south-eastern Australia : 3. stemflow and total inputs. Hydrol. Proc., 10, 25-42.
CROUZET E., HUBERT P., OLIVE Ph., SIWERTZ É. et MARCÉ A., 1970. - Le tritium dans les mesures d’hydrologie de surface. Détermination expérimentale du cœfficient de ruissellement. J. Hydrol., 11, 217-229.
CROZAT G., 1979. - Sur l’émission d’un aérosol riche en potassium par la forêt tropicale. Tellus, 31, 52-57.
DANSGAARD W., 1964. - Stable isotopes in precipitation. Tellus, XVI, 436-468.
DEWALLE D. R. and SWISTOCK B. R., 1994. - Differences in oxygen-18 content of througfall and rainfall in hardwood and coniferous forests. Hydrol. Proc., 8, 75-82.
DEWALLE D. R., SWISTOCK B. R. and SHARPE W. E., 1988. - Three component model for stormflow on small appalachian forested catchment. J. Hydrol., 104, 301-310.
DORIOZ J. M. et FERHI A., 1994. - Pollution diffuse et gestion du milieu agricole : transferts comparés de phosphore et d’azote dans un petit bassin versant agricole. Wat. Res., 28(2), 395-410.
DUCE R. A., WASSON J. T., WINCHESTER J. W. and BURNS F., 1963. - Atmospheric iodine, bromine and chlorine. J. Geophys. Res., 68(13), 3943-3947.
DUNNE T. and BLACK R., 1970. - An experimental investigation of runoff production in permeable soils. Water Resour. Res., 6(2), 478-490.
ERIKSSON E., 1959. - the yearly circulation of chloride and sulfur in nature ; meterological, geochimical and pedological implications. Part I. Tellus, XI(4), 375-403.
ELSENBEER H., WEST J. and BONELL M., 1994. - Hydrologic pathways and stormflow hydrochemistry at South Creek, northeast Quennsland. J. Hydrol., 162, 1-21.
ELSENBEER H., LACK A. and CASSEL K., 1995a. - Chemical fingerprints of hydrological compartments and flow path at La Cuenca, western Amazonia. Wat. Resour. Res, 31(12), 3051-3058.
FONTES J. C., 1976. - Les isotopes du milieu dans les eaux naturelles. La houille blanche, 3/4, 205-221.
FORTI M. C. and MOREIRA-NORDEMANN L. M., 1991. - Rainwater and throughfall chemistry in a « Terra Firme » rain forest : Central Amazonia.J. Geophys.Res., 96 (D4), 7415-7421.
FORTI M. C. and NEAL C., 1992. - Hydrochemical cycles in tropical rainforests : an overwiew with emphasis on Central Amazonia. J. Hydrol., 134, 103-115.
FRITSCH J. M., 1992. - Les effets du défrichement de la forêt amazonienne et de la mise en culture sur l’hydrologie de petits bassins versants (opération ÉCÉREX en Guyane Française). Thèse de doctorat d’état présentée à l’Université Montpellier II (USTL) le 8/11/1990. Éd. ORSTOM, collection « études et thèses ».
FURCH K., 1985. - Hydrogeochemie von Fließgewässern im Bereich der Tansamazônica. Amazoniana, IX(3), 371-409.
GASCUEL-ODOUX Ch. et MÉROT Ph., 1986. - Variabilité spatiale du transfert de l’eau dans le sol : utilisation du traçage et analyse géostatistique. J. Hydrol., 89, 93-107.
GASCUEL-ODOUX Ch. et MÉROT Ph., 1991. - Variabilité spatiale du transfert de l’eau dans le sol à l’échelle décamétrique : étude par traçage isotopique naturel. Sci. Sol, 29(3), 211-229.
GEDZELMANN S. D. and ARNOLD R., 1994. - Modeling the isotopic composition of precipitation. J. Geophys.Res., 99 (D5), 10 455-10 471.
HAMID S., DRAY M. et FERHI A., 1986. - Traçage isotopique des composantes de l’écoulement de crue. Exemple du bassin versant expérimental du Redon (Haute-Savoie, France). Journées d’hydrologie de Strasbourg « crues et inondations » 16-18 octobre 1986,131-141.
HARRIS D. M., MCDONNELL J. J. and RODHE A., 1995. - Hydrograph separation using continuous isotope mixing. Wat. Resour. Res, 31(1), 157-171.
HERRMANN A. and STICHLER W., 1980. - Groundwater-runoff relationships. Catena, 7, 251-263.
HEWLETT J. D. and HIBBERT A. R., 1967. - Factors affecting the response of small watersheds to precipitation in humid areas. In “Forest hydrolgy” edited by Sopper W. E. and Lull H. W., Pergamon, 275-290.
HIRATA T. and MURAOKA K., 1993. - The relation between water migration and chemical processes in a forest ecosystem. In « tracers in hydrology », proceedings of the Yokoama Symposium, IAHS Publ. n°215, 31-40.
HOOPER R. P. and SHOEMAKER C. A., 1986. - A comparison of chemical and isotopic hydrogaph separation. Wat. Resour. Res, 22(10), 1444-1454.
HORTON R. E., 1933. - The role of infiltration in the hydrological cycle, Trans. Amer. Geophys. Union, 14, 446-460.
HUBERT P., 1989. - La séparation de l’hydrogramme. Apport des méthodes isotopiques. Hydrogéologie, 3, 143-150.
KENDALL C. and McDONNELL J. J., 1993. - Effect of intrastorm isotopic heterogeneities of rainfall, soil water, and groundwater on runoff modeling. In « tacers in hydrology », proceedings of the Yokoama Symposium, IAHS Publ. n°215, 41-48.
KENNEDY V. C., KENDALL C., ZELLWEGER G. W., WYERMAN T. A. and AVANZINO R. J., 1986. - Determination of the components of stormflow using water chemistry and environmemtal isotopes, Mattole river basin, California. J. Hydrol., 84, 107-140.
KONHAUSER K. O., FYFE W. S. and KRONBERG B. I., 1994. - Multi element chemistry of some Amazonian waters and soils. Chem. Geol. , 111, 155-175.
LOYE-PILOT M. D. et JUSSERAND C., 1990. - Décomposition chimique et isotopique d’un hydrogramme de crue d’un torrent méditerranéen. Réflexions méthodologiques. Rev. Sci. Eau, 3, 211-231.
Mc DONNELL J. J., BONELL M., STEWART M. K. and PEARCE A. J., 1990. - Deuterium variations in storm rainfall : implications for steam hydrogaph separation. Wat. Resour. Res., 26 (3), 455-458.
MAULÉ C. P. and STEIN J., 1990. - Hydrologic flow path definition and partitionning of spring water. Water Resour. Res., 26 (12), 2959-2970.
MATHIEU R., 1993. - Contribution de la géochimie isotopique (2H et 18O) à la caractérisation des mouvement de l’eau dans les sols argileux. Modélisation, étude expérimentale et application en milieu naturel au Burkina Faso. Thèse de doctorat de l’Université Pierre et Marie Curie (Paris VI).
MARTINEC J., 1975. - Subsurface flow from snowmelt traced by tritium. Wat. Resour. Res, 11(3), 795-806.
MELAYAH A., 1994. - Modélisation du transfert des isotopes stables de l’eau (18O et D) dans un sol nu en conditions naturelles. Thèse de doctorat

de l’Université Pierre et Marie Curie (Paris VI).
MÉROT Ph., 1993. - Contribution à l’étude du rôle du sol dans le fonctionnement hydrologique de bassins versants, mémoire de diplôme d’habilitation à diriger des recherches, Université de Rennes 1.
MÉROT Ph., BOURGUET M. et LE LEUCH M., 1981. - Analyse d’une crue à l’aide du traçage naturel par l’oxygène-18 mesuré dans les pluies, le sol, le ruisseau. Catena, 8, 69-81.
MÉROT Ph., GASCUEL-ODOUX Ch., QUIDU O. et SIMON A., 1989. - Variabilité isotopique d’une pluie à l’échelle de l’hectare. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 309 série II, 227-232.
MÉROT Ph., DURAND P., and MORISSON C., 1995. - Four-component hydrograph separation using isotopic and chemical determination in a agricultural catchment in Western France. Phys. Chem. Earth, 20 (3/4), 415-425.
MEYBECK M., 1983. - Atmospheric inputs and rivers transport of dissolved substance. In « Dissolved load of rivers and surface water quality / Quality relationships » proceedings of the Hamburg Symposium, IAHS Publ n°141.
MILLET A., BARIAC T., LADOUCHE B., MATHIEU R., GRIMALDI C., GRIMALDI M., HUBERT P., MOLICOVA H., BRUCKLER L., VALLES V, BERTUZZI P., BRUNET Y. et BOULÈGUE J., 1996 - Influence de la déforestation sur le fonctionnement hydrologiques de petits bassins versants tropicaux, Rev. Sci. Eau 11 (1) 61-84.
MOSLEY M. P., 1979. - Streamflow generation in a forested watershed, New Zealand. Wat. Resour. Res, 15(4), 795-806.
OGUNKOYA O. O. and JENKINS A., 1993 - Analysis of storm hydrograph and flow pathways using a three-component hydrograph separation model. J. Hydrol., 142, 71-88.
O’NEIL J. R. and KHARAKA Y. K., 1976. - Hydrogen and oxygen isotope exchange reactions between clays mineral and water. Geochim. Cosmochim. Acta, 40, 241-246.
PEARCE A. J., STEWART M. K. and SKLASH M. G., 1986. - Storm runoff generation in humid headwater catchments. 1) Where does the water come from ? Wat. Resour. Res, 22(8), 1263-1272.
PICHON A., MARC V. et TRAVI Y., 1995. - Influence de l’interception des pluies sur le traçage chimique de l’eau en zone forestière méditerranéenne (BVRE du Réal Collobrier, Var, France). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 321 série IIa, 137-144.
PIONKE H. B. and DEWALLE D. R., 1992. - Intra and inter-storm 18O trends for selected rainstorms in Pennsylvania. J. Hydrol., 138, 131-143.
PIONKE H. B., GBUREK W. J. and FOLMAR G. J., 1993. - Quantifying stormflow components in a Pennsylvannia watershed when 18O input and storm conditions vary. J. Hydrol., 148, 169-187.
PROBST A., DAMBRINE É., VIVILLE D., EZZAHAR B., FRITZ B. et AMBROISE B., 1995. - Fonctionnement hydrobiogéochimique du petit bassin versant forestier du Strengbach à Aubure (Hautes-Vosges, France). Ann. Géo., 581-582, 178-182.
RÉMÉNIÉRAS G., 1965. - L’hydrologie de l’ingénieur. Collection du centre de recherche et d’essais de Chatou, Eyrolles Ed.
ROBSON A. J., NEAL C., RYLAND G. P., HARROW M., 1994. - Spatial variations in througfall chemistry at the small plot scale. J. Hydrol., 158, 107-122.
SAXENA R. K., 1986. - Estimation of canopy reservoir capacity and oxygen-18 fractionation in throughfall in a pine forest. Nordic hydrol., 17, 251-260.
SKLASH M. G., 1990. - Environmental studies of storm and snowmelt runoff generation. In « process studies in hillslope hydrology ». Edited by Anderson M. G. and Burt T. P. John Wiley & sons, 401-435.
SKLASH M. G. and FARVOLDEN R. N., 1979. - The role of groundwater in storn runoff. J. Hydrol., 43, 45-65.
SKLASH M. G., FARVOLDEN R. N. and FRITZ P., 1976. - A conceptual model of watershed response to rainfall, developed through the use of oxygen-18 as a natural tracer. Can. J. Earth Sci., 13, 271-183.
SKLASH M.G., STEWART M. K. and PEARCE A. J., 1986. - Storm runoff generation in humid headwater catchment. (2) A case study of hillslope and low-order stream response. Water Resour. Res., 22, 1273-1282.
TURNER J. V., ARAD A. and JOHNSTON C. D., 1987. - Environmental isotope hydrology of salinized experimental catchments. J Hydrol., 94, 89-107.
WELS C., CORNETT R. J. and LAZERTE B. D., 1990. - Goundwater and wetland contribution to stream acidification : an isotopic analysis. Water Resour. Res., 26(12), 2993-3003.
WELS C., CORNETT R. J. and LAZERTE B. D., 1991. - Hydrograph separation : a comparaison of geochimical and isotopic tracers. J. Hydrol., 122, 253-274.
ZIMMERMANN U., EHALT D. and MUNNICH K. O., 1967. - Soil water movement and evapotranspiration : change in the isotopic composition of the water. In Isotope in hydrology pp. 567-585, IAEA, Vienna.

Témoignages

FAQ