Variabilité temporelle

Les principales causes de variabilité temporelle du marquage du carbone sont le changement de conditions hydrologiques, climatiques et de sources de matière.

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les processus in-situ lors de son transport dans la rivière. Tous ces processus sont contrôlés par l’hydrologie, la géologie, l’utilisation des sols et les conditions climatiques (Meybeck 1993 ; Markewitz et al. 2001 ; Baker et al. 2008 ; Barnes & Raymond 2009). Les variations de la composition isotopique du CID vont refléter l’équilibre entre les processus de décomposition, érosion, photosynthèse et d’échange de CO2 atmosphérique. Les variations

saisonnières (température, débit) affectent la teneur en CID et sa composition isotopique. Dans un milieu non impacté par l’Homme, le 13

CID est négativement corrélé à la température de l’eau indiquant que l’augmentation de la température améliore la décomposition de la matière organique dans le bassin versant contribuant à un déficit en 13C dans l’eau. Quand la synthèse chlorophyllienne devient un processus majoritaire dans la rivière (particulièrement lorsque elle est alimenté par les engrais en zone en terrain agricole), les valeurs de 13CID augmentent correspondant à une augmentation du pH. De plus, les valeurs les plus négatives de 13CID sont mesurées en été correspondant à de plus grandes concentrations en CID suggérant que la composition isotopique est moins affectée par les échanges avec l’atmosphère que par les processus de décomposition de la matière organique (Mayorga et al. 2005: rivière Amazone (Brésil) ; Liu & Xing 2012 : rivière Yang-Tsé (Chine) ; Khadka et al. 2014 : rivière Santa Fé (Etats-Unis)). En s’intéressant à l’hydrologie, on constate que la source de CID diffère selon le régime d’écoulement en Loire moyenne. En crue, le CID provient de la matière dissoute d’origine détritique et à faible débit, il est d’origine authigénique (Grosbois et al. 2001).

Les sources et la composition du carbone organique particulaire sont aussi variables temporellement. En effet, nous avons vu que la matière organique particulaire était composée du carbone algal et de carbone détritique. La proportion de ces composantes va dépendre de la variation de l’apport de carbone détritique par l’érosion des sols mais aussi de la production de carbone algal dans la colonne d’eau liée aux conditions hydrologiques et physico- chimiques (température, luminosité, pH et nutriments). En période de crue, le carbone organique particulaire « vieillit » (Rosenheim et al. 2013 : rivières Mississipi et Atchafalaya aux Etats-Unis). En effet, ce carbone particulaire terrigène provient essentiellement de l’érosion des sols (exemple : entre juin et juillet pour le fleuve Jaune et entre juin et août pour le fleuve Yang-Tsé, Wang et al. 2012). Des ratios COP : Chl a élevés (>41000) sont indicateurs de cette vieille matière organique continentale (Tamooh et al. 2012). Inversement, sur la rivière Tana au Kenya, le phytoplancton est une forte composante du COP d’après le

13

COP et la pCO2 quels que soit la saison et le débit (Bouillon et al. 2009). En effet, le

carbone algal produit par l’activité phytoplanctonique est influencé par la température, la luminosité, le pH et l’apports de nutriments (Chen et al. 2015).

La composante dissoute de la matière organique connait également des variations temporelles dans ses sources et sa composition isotopique. Nous avons vu que le COD était réparti entre carbone « jeune » et « vieux » et entre carbone allochtone et autochtone. La proportion de COD autochtone et allochtone peut varier en fonction des conditions hydrologiques et climatiques impactant ainsi la composition isotopique du COD. Par exemple, dans le bassin de Kervidy Naizin en Bretagne (France), les proportions de COD provenant des sols (vieux COD allochtone) diminuent de 30 à 10% en période de crue (Lambert et al. 2014) faisant ainsi diminuer les valeurs de 13COD (Lambert et al. 2011). Il apparaît également un lien entre la variation spatiale de la matière organique dissoute dans les sols et la variation temporelle de la matière organique dissoute dans le lit principal de la rivière. Ce lien apparaît important car la nature du COD dans les sols de surface peut différer de celle en profondeur changeant la composition et la réactivité de la matière organique dissoute dans la rivière entre

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les périodes de crues et d’étiage (Lambert et al. 2011). Cette observation a été également faite dans plusieurs autres bassins versants présentant une grande variété de sols, de couverture végétale et de conditions hydrologiques et climatiques (Sanderman et al. 2009). Outre les variations temporelles matérialisées par l’augmentation ou la diminution du débit, la composition isotopique du COD serait modifiée à l’échelle d’une même journée. En effet, les concentrations en COD augmentent le jour lié à l’excrétion de produits de la photosynthèse, et diminuent la nuit grâce à la consommation par les organismes hétérotrophes de ces composés induisant ainsi une modification de sa composition isotopique (Parker et al. 2010). Outre ses éléments sur l’impact de l’hydrologie sur la composition isotopique, peu d’informations sont disponibles sur l’influence du pH ou de la température de l’eau sur le 13_{COD comme c’est le}

cas sur le 13CID ou le 13COP. Néanmoins, les quelques études sur l’influence du pH sur le MO allochtone menées en laboratoire (Tipping & Woof 1990 ; Andersson et al. 2000) montrent que la solubilité des MO (et donc du COP) augmente nettement quand le pH augmente. Cependant, cette conclusion est remise en cause par les études de Schindler et al. 1992 et Zech et al. 1994. Quant à la température, il semblerait que les concentrations en COD allochtone soient plus élevées en cas de fortes températures (Heikkinen 1994; Stutter et al. 2007). Par contre, le 13COD diminuerait donc quand le pH ou la température augmente.