CO 3 * /HCO 3 moy

min max 2,2 0,5 5,3 3,1 0,6 6,6 0,9 0,3 2,5 1,4 0,3 4,0 2,2 0,6 8,9 4,9 1,4 10,2 1,9 0,3 5,8 2,3 0,2 10,0 1,3 0,3 3,1

Le facteur de fractionnement isotopique entre le CO2 atmosphérique et les espèces carbonatées de l’eau a été suffisamment exploré par de nombreux auteurs (Vogel et al,. 1970,

Mook et al,. 1974; Faure, 1986 ; Zhang et al,. 1995 ; Szaran, 1998). Ce fractionnement

isotopique est une fonction linéaire de la température (tableau 8). La valeur de δ13C du CO2 atmosphérique est de -6 à -8‰, avec une moyenne estimée à -7‰ (Faure, 1986 ; Cerling et

al,. 1991).

La température moyenne mesurée dans les eaux de pluie (Dépôts humides) du BVE du Mengong est de 24°C et les pH sont compris entre 4,17 et 5,65 (Ndam Ngoupayou, 1997). A cette gamme de pH, les espèces carbonatées sont essentiellement dominées par l’acide carbonique (H2CO3) et dans une certaine mesure les bicarbonates (HCO3-) (Stumm et Morgan, 1996). Ainsi, le facteur d’enrichissement isotopique (ε) qui résulte de la formation des ions HCO3- dans ces eaux de pluie doit se situer autour de +8‰ (Deuser et Degens, 1967). Théoriquement, le δ13C du CID de ces eaux de pluie devrait varier entre 0 et 2‰ avec une pCO2 de 10-3,6 atm. On peut au regard de cette signature isotopique et des faibles teneurs en carbone organique de ces eaux de pluies (0,61 mg/l en moyenne d’après Ndam Ngoupayou, 1997) minimiser l’influence des précipitations directes sur l’évolution du CID des cours d’eau.

ii.- Influence des eaux de nappe

Les signatures isotopiques δ13CCID plus enrichies, ainsi que les faibles pCO2 observées dans les eaux de nappe du bassin du Nyong contrastent avec les observations faites dans d’autres bassins versants. D’après Finlay (2003) l’atmosphère du sol est considérablement riche en CO2 par rapport à l’atmosphère proprement dite, ceci en raison de la respiration des racines, de l’oxydation de la MO et de la respiration des bactéries. En conséquence, les eaux de nappe en équilibre avec cette atmosphère du sol sont elle aussi chargé en CID et présente une signature isotopique plus appauvrie (Amiotte-Suchet et al., 1999 ; Telmer et Veizer,

1999),

En effet, la dynamique de la pCO2 dans les eaux de surface est relativement proche de celle des sols du bassin versant drainé (Hope et al., 1996). Lorsque les sols sont humidifiés

par les précipitations, en combinaison avec des températures chaudes et un temps de rétention de l’eau du sol assez élevé, la production du CO2 par l’activité bactérienne devient significative, d’où un fort enrichissement en CO2 et un appauvrissement de la signature isotopique δ13CCID. La dissolution du CO2 du sol et le transport subséquent dans les rivières contribuent à augmenter la pCO2 des cours d’eau. Pendant les saisons sèches, les surfaces des

160 zones marécageuses riches en carbone organique se réduisent. L’écoulement des cours d’eaux est alors assuré essentiellement par les eaux de nappes profondes. Ces dernières baignent des horizons très pauvres en carbone organique, avec une faible activité bactérienne, d’où une pCO2 relativement faible et une signature isotopique δ13CCID plus enrichie. L’importance du dégazage du CO2 des sols lorsque ces derniers sont bien aérés en saisons sèches tend à créer un équilibre entre la pCO2 des sols et leurs signatures isotopiques δ13CCID. L’apport de ces eaux de nappes profondes à l’écoulement de surface contribue à baisser la pCO2 des cours d’eau et à les enrichir en 13C.

III-5 -la photosynthèse aquatique

La photosynthèse aquatique peut considérablement affecter l’évolution saisonnière du CID des cours d’eau, de même que sa signature isotopique δ13CCID. Elle est essentiellement assurée dans les eaux de surface par deux communautés de plante aquatique que sont les macrophytes et le phytoplancton. L’activité des plantes aquatiques dans les rivières est essentiellement contrôlée par le changement saisonnier et spatial de température, la turbulence et la vitesse d’écoulement de l’eau (Barth et Veizer, 1999). Les changements de source de COP sont souvent liés à l’activité du phytoplancton et peuvent être mis en évidence par les mesures du rapport C/N qui reflète l’origine de la MO (Etcheber, 1986 ; Balakrishna et Probst, 2005). Les mesures du rapport C/N n’ont pas été faites dans cette étude en raison des faibles charges de MES sur les filtres collecteurs. Cependant la relation inverse observée entre les MES et la COP(%) peut s’expliquer en partie par une photosynthèse aquatique limité (faible production du phytoplancton), par manque de lumière en raison de la forte turbidité et de la coloration sombre des eaux de surface (Ittekot, 1988). La photosynthèse dans les eaux du bassin du Nyong serait donc assurée en majorité par les macrophytes qui envahissent les lits des cours d’eaux, comme l’indique la photo de la figure V.24. En général, les plantes aquatiques fixent le CO2 aqueux, ce qui fait baisser la pCO2 de l’eau. Les processus courant d’assimilation du carbone par les macrophytes sont la diffusion et/ou le transfert du carbone inorganique (CO2 et/ou HCO3-) dans les feuilles (mésophiles et cytosol), la diffusion et/ou le pompage du CO2 dans les chloroplastes (processus photosynthétique de type C4), les interconversions entre le CO2 et le HCO3- dans les cellules et la réduction du cycle photosynthétique du carbone dans les chloroplastes (photosynthèse de type C4 par un CO2 enrichie en 13C) (Sand-Jensen, 1983). Les signatures isotopiques δ13C des plantes aquatiques, comprises entre –5,8‰ et -20,4‰ (Hemminga et Mateo, 1996), sont plus proches de celle des plantes C4. Ce qui serait lié à la capacité de ces plantes à utiliser les bicarbonates comme

source de carbone pour leurs photosynthèse (Beer et Rehnberg, 1996), car cette source est enrichie en 13C d’environs 9‰ par rapport au CO2 dissous (Lepoint et al,. 2003). Ainsi, les

variations inter et intra spécifiques de δ13C des plantes aquatiques, elles même conditionnées par la variabilité des facteurs environnementaux (irradiation, hydrodynamique, température, etc,) et le taux de production primaire (Grice et al., 1996 ; Barth et Veizer, 1999 ; Vizzini et

al., 2005) pourraient influencer l’évolution de la composition isotopique δ13CCID et des

teneurs en CID des cours d’eau.

Figure V.24 : Photographie montrant l’envahissement du lit du Nyong par les macrophytes à la station d’Olama (Image prise par Jean Riotte)

IV– TRAÇAGE ISOTOPIQUE DE L’ALTERATION CHIMIQUE DES MINERAUX