Variations temporelles en oxygène et hydrogène – relations à la température température

Comme évoqué au III.6.2, il existe une diminution des rapports isotopiques corrélée avec une augmentation de l’altitude. Afin de ne pas surcharger les figures suivantes, il a été choisi non pas de représenter les variations temporelles de chaque source, mais de figurer une enveloppe regroupant lors de chaque échantillonnage les valeurs extrêmes mesurées.

Deux cas de figure sont à envisager :

- le premier correspond aux eaux du massif du Pilat (Furan), et voit une relation "variation des rapports isotopiques – variations climatiques" peu marquée. Les lavoirs échantillonnés (Fig. 46.1) ont des rapports variant dans le temps, d’une amplitude de 1‰ en oxygène et de 10 à 15‰ en hydrogène, mais avec une cyclicité différente des changements climatiques externes. Les années 2000 et 2001 sont ainsi marquées par des rapports plus appauvris (–10 ‰ δ18

O) que les années 2002-2003 (–9,7 à –9,4 ‰ δ18

O). A contrario, décembre 2003 est marqué par une nette baisse des rapports, consécutive au fort épisode pluvieux du début de mois : épisode supérieur à 100mm entraînant une ré-alimentation forte des sources taries au cours de l’été. Les rapports isotopiques en hydrogène reflètent des variations plus proches de celles du cycle saisonnier, mais les valeurs les plus élevées sont atteintes lors des mois froids. Ceci est une autre indication de temps de percolation de plusieurs mois au sein des aquifères.

- les valeurs isotopiques des ruisseaux du Furan (Fig. 46.2) et des sources et rivières du Forez (Fig. 47) sont plus étroitement reliées aux conditions climatiques externes. Les mois froids sont marqués par des rapports plus faibles, influencés par des précipitations plus froides (évaporation limitée). Il est même envisageable d’essayer de repérer les périodes où le débit des ruisseaux est surtout influencé par le ruissellement de surface, des périodes où les sources soutiennent ce débit. Par exemple, en 2003 (Fig. 46.2), il a été montré au chapitre II que les précipitations sont très inférieures aux normales pluviométriques. Or il n’a pas été constaté d’à sec sur les ruisseaux, ce qui implique une alimentation par les aquifères et donc des rapports isotopiques proches de ceux des sources (Fig. 46.1), sans pic estival. Cette explication n’apparaît cependant pas valide pour expliquer les rapports forts négatifs de l’année 2001. L’on doit donc évoquer une recharge par des pluies plus négatives avant 2001.

Fig. 46.1 : variations des rapports isotopiques en oxygène et hydrogène des sources pérennes du massif du Pilat (en grisé) ; les températures minimales et maximales mensuelles enregistrées à Andrézieux-Bouthéon sont

Fig. 46.2 : variations des rapports isotopiques en oxygène et hydrogène des ruisseaux du massif du Pilat (en grisé) ; les températures minimales et maximales mensuelles enregistrées à Andrézieux-Bouthéon sont indiquées

comme référence à la cyclicité climatique annuelle.

Fig. 47 : variations des rapports isotopiques en oxygène et hydrogène de Montarcher, ruisseau Chorsin et Vizézy (en grisé) ; les températures minimales et maximales mensuelles enregistrées à Andrézieux-Bouthéon sont

III.6.5 Signatures ¹³C

Les rapports isotopiques du carbone 13 ont été mesurés sur le Carbone Total Dissous (CTD), regroupant la fraction de Carbone Organique (TOC) et la fraction de Carbone Inorganique (CITD). Les rapports mesurés correspondent donc à un signal moyen recouvrant toutes les sources possibles de carbone dans les eaux de surface. Trois provenances principales sont usuellement distinguées pour le CITD (e.g. Amiotte-Suchet et al., 1999) : 1) la dissolution de CO2 du sol lors de la percolation durant l’infiltration ; 2) la dissolution des minéraux carbonatés potentiellement présents dans le sol et l’aquifère ; 3) enfin l’incorporation de CO2

atmosphérique soit lors du trajet aérien antérieur à l’infiltration soit lors de l’écoulement en surface pour les rivières et ruisseaux. A ces sources s’ajoutent l’interaction avec la matière organique possible dans les stades aérien et sub-aérien, les phénomènes de respiration (racinaire dans le sol ou par les plantes aquatiques dans les rivières) et les mécanismes d’échange isotopique avec le réservoir de CO2 atmosphérique. En moyenne mondiale, la contribution du CO2 du sol à la signature en ¹³C des eaux de surface est proche de 67% (e. g. Amiotte-Suchet et al., 1999).

Les rapports isotopiques en ¹³C résultant de ces processus sont suffisamment différents pour préciser l’origine du Carbone Total Dissous (CTD) dans l’eau. La plupart des sols sont considérés comme étant en état quasi-stable : la composition du CO₂ du sol est très proche de celle des contributeurs biologiques à ce même sol (e.g. Amundson et al., 1998). L'importance du fractionnement isotopique dépend du cycle de photosynthèse mis en action par les plantes. La plupart des plantes des zones tempérées ont un cycle en C3 (production d’une molécule à trois atomes de carbone suivant le cycle de Calvin), excepté le maïs en C4 (cycle de Hatch-Slack). Ainsi les couverts végétaux rencontrés dans les zones d’étude (tourbières, prairies et landes à bruyères, peuplement arboricole en feuillus et résineux) sont des contributeurs à cycle C3. Les rapports isotopiques produits par cette matière organique sont proches de –27‰ VPDB (Deines, 1980) pour les plantes C3 (–12‰ pour les plantes C4).

La signature isotopique du gaz du sol ressort alors entre –22 et –25‰ (Bakalowicz, 1979) par suite d’un enrichissement de 4,4‰ entre gaz du sol et matière organique (Cerling, 1984), ce qui entraîne pour le CTD des valeurs entre –17 et –19‰, suivant que le réservoir de CO2

représente un système ouvert ou fermé (Fontes, 1978). Des rapports plus appauvris sont produits lors d’interaction avec des gaz (méthane). A l’inverse des valeurs plus enrichies en isotope lourd sont enregistrées par le CO2 atmosphérique en atmosphère non polluée (–7‰ ; Craig, 1953), ce qui donne pour le Carbone Inorganique Dissous en équilibre avec ce gaz des

valeurs de δ13

C entre 0 et +2‰ (e.g. Amiotte Suchet, 1999). Les rapports isotopiques de CO2

produits par dégazage mantellique se situent entre –4 et –8‰ (Blavoux et al., 1982), les CO2

échantillonnés dans les districts volcaniques basaltiques actuels donnant des valeurs entre – 3,4 et –3,8‰ VPDB (Gerlach et Taylor, 1990 ; Javoy et Pineau, 1991 ; Poreda et al, 1992). Les rapports isotopiques en carbone 13 (δ13

C) mesurés sont reportés dans la figure 48. Les points de mesure du Furan ont fait l’objet de deux prélèvements aux printemps 2002 et 2003 (cf annexes). Pour les échantillons du Forez, la fréquence de mesure est plus grande. Il n’est pas constaté de cyclicité annuelle dans la variation de la signature isotopique en carbone, hormis pour le Vollon qui admet des valeurs plus appauvries en été (–15,5‰ le 29/08/03) et plus enrichies en fin d’hiver (–11,9‰ le 25/03/03). Il n’est cependant pas aisé de rattacher ces fluctuations à des variations de la composition isotopique du CO2 du sol (Cerling, 1984). En effet, elles sont enregistrées sur une rivière circulant sur des sédiments argileux contenant des passées carbonatées (δ13

C = –6 à +1‰ VPDB).

Fig. 48 : rapports isotopiques δ13

C (‰ VPDB) mesurés pour les sources du Furan et de la plaine du Forez ; les valeurs mesurées sur les ruisseaux et rivières sont reportées dans la partie supérieure ; les valeurs de δ13

C indiquées pour la Matière Organique (MO), le CO2 du sol, le Carbone Total Dissous, le CO2 atmosphérique et le

CO2 mantellique proviennent de Amiotte-Suchet et al., 1999 ; Gerlach et Taylor, 1990 ; Poreda et al., 1992.

Les rapports isotopiques du carbone signent une interaction forte avec la matière organique lors de la percolation de l’eau dans le sol. La dissolution de carbonates présents dans le sol n’est pas prépondérante. L’équilibre avec le CO2 atmosphérique n’est préservé : les valeurs

mesurées s’inscrivent dans une plage de –11,9 à –24,4‰ VPDB. Les sources, qu’elles appartiennent au bassin versant du Furan (–20,7‰) ou à la plaine du Forez (–20,9‰), ont en moyenne un rapport légèrement plus bas que les ruisseaux qu’elles alimentent (respectivement –18,5 et –19,7‰ VPDB). Ces rapports traduisent une mise en contact du CTD avec le CO2 atmosphérique lors de l’écoulement. Deux sources ont des valeurs sortant du champ CO2 du sol – CTD. Rochetaillée collecte des infiltrations dans une zone majoritairement composée d’un substratum métamorphique. Pour cette source, les écarts entre les prélèvements (–17,1‰ à 16,1°C et –15,9‰ à 19,3°C) ne peuvent pas seulement être expliqués par un effet de température de l’eau. Les différences de coefficient de fractionnement αHCO3(aq)-_CO2(g) (Deines et al., 1974) pour les températures précédentes sont en effet de 0,3‰, loin des 1,2‰ constatés (soit une différence de 13°C). Pour St-Rambert, l’interaction dans un réservoir de type sédimentaire peut expliquer des signatures moins appauvries. Néanmoins, l’interaction avec la matière organique reste prépondérante.