Zones hyporhéiques

La zone hyporhéique joue un rôle important dans le fonctionnement biogéochimique et écologique des écosystèmes de la rivière, puisque les échanges hyporhéiques peuvent contribuer au transfert des nutriments et des polluants entre les eaux de surface et la zone

hyporhéique et favoriser la transformation et la rétention des nutriments et matières organiques (Kasahara et Hill, 2006). En plus, la zone hyporhéique permet non seulement d’allonger le temps de séjour des polluants et leur contact avec le substrat, mais aussi de constituer un habitat aquatique important pour les biotes benthiques (Bencala, 2000 ; Boano et al., 2007).

La contribution de la zone hyporhéique au fonctionnement des écosystèmes d’un système fluvial dépend de la dynamique des processus biogéochimiques hyporhéiques et de la proportion de la pénétration des eaux de surface dans les zones hyporhéiques. Lorsque l’activité métabolique dans la zone hyporhéique est faible ainsi que l’échange hyporhéique, la contribution hyporhéique globale à l’ensemble de l’écosystème est minimale. Par contre, lorsque les transformations biogéochimiques sont fortes et les échanges hydrologiques importants, la contribution hyporhéique globale devient importante (Jones and Holmes, 1996).

1.1.3.1 Ecoulement interstitiel

L’écoulement interstitiel dépend du gradient hydraulique et de la conductivité hydraulique du milieu saturé selon la loi de Darcy (Equation 1.2) (Rutkowski et Swartz, 2007). Par définition, le gradient hydraulique est produit par les différentes pressions hydrauliques entre deux points donnés, et la conductivité hydraulique est la mesure de la résistance à écoulement interstitiel imposée par les milieux poreux.

Loi de Darcy : � = − _�^�∆� Equation 1.2

Avec

v = le débit volumique [m3/s]

k = la perméabilité intrinsèque du milieu [m/s]

A = surface de section transversale à l’écoulement [m2]  = viscosité dynamique du fluide [Pa.s]

∆� = le gradient hydraulique où P est la différence de la pression sur la longueur du milieu saturé l.

L’écoulement interstitiel peut se diversifier rapidement d’un point à un autre à cause de la variation du gradient hydraulique et de la conductivité hydraulique : cette variation est due à l’hétérogénéité des porosités et de la taille des particules dans le substrat (Jones et Holmes, 1996). La conductivité hydraulique varie également en fonction de la température de l’eau, puisque cette dernière peut influencer la viscosité et la densité de l’eau. Ainsi, la conductivité hydraulique devient plus importante lorsque la température augmente (Brunke et Gonser, 1997).

1.1.3.2 Rétention des espèces solubles

La rétention des espèces solubles est un processus important lié aux apports et au stockage des matériaux dans la zone hyporhéique et s’oppose au transport dans le cours d’eau. La rétention est également importante pour le métabolisme hyporhéique et permet l’utilisation des matières organiques par les biotes du cours d’eau. Généralement, la rétention des solutés est initialement réalisée par des processus physiques (adsorption) et chimiques et est ensuite dominée par l’assimilation biotique (Brunke et Gonser, 1997).

Conceptuellement, la rétention peut avoir lieu sur trois différentes échelles spatiales (Brunke et Gonser, 1997) :

 Dans une échelle large, la rétention est liée à la structure et la taille des bassins versants et des zones hyporhéiques et à la longueur du cours d’eau.

 Dans une méso échelle, la rétention est liée aux structures morphologiques, comme les séquences seuil-mouille, la rugosité du cours d’eau et des obstacles, la végétation riparienne, le type de flux et la sédimentologie des alluvions.

 Dans une micro échelle, la rétention est influencée par le développement des biofilms et les propriétés lithologiques du sédiment, ainsi que par les capacités de sorption des matières organiques du sédiment.

1.1.3.3 Métabolisme hyporhéique

Le métabolisme hyporhéique présente une contribution importante à l’ensemble de l’écosystème d’une rivière. Grimm et Fisher (1984) ont montré que la moitié de la respiration métabolique est attribuée aux sédiments hyporhéiques dans l’ensemble de l’écosystème à Sycamore Creek (Arizona, USA). A cause de l’absence de production primaire dans les zones hyporhéiques, on se pose des questions sur la source des matières organiques et nutriments utilisés par les microorganismes. Les matières organiques peuvent y être apportées par les eaux souterraines et l’échange hyporhéique.

Le transport par les eaux souterraines est considéré comme une source importante de matières organiques dans certains cours d’eau. Certaines études ont montré que les activités microbiennes peuvent être alimentées par les apports des nutriments souterrains en contribuant à une diminution des matières organiques. En revanche, les eaux souterraines contenant une faible concentration en matières organiques ne peuvent être considérées comme une source majeure pour le métabolisme hyporhéique.

L’apport des matières organiques par l’eau de surface est également important pour le métabolisme hyporhéique. Dans les zones hyporhéiques de Sycamore Creek, les zones à infiltration présentent une activité respiratoire aérobie deux fois plus importante que celle des zones à exfiltration en raison de l’apport des matières organiques labiles dérivées d’algues dans

les eaux de surface. Jusqu’à 85% du métabolisme y est potentiellement assuré par les matières organiques issues de la production primaire des algues (Jones et Holmes, 1996).

En plus du métabolisme hyporhéique concernant les matières organiques, il y a des réactions biogéochimiques importantes dans les zones hyporhéiques. Ces réactions se font par l’oxydation de nutriments et d’éléments, telles que la nitrification, l’oxydation du méthane, des sulfures, du manganèse ou du fer (Figure 1.2). Ces réactions chimiques sont catalysées par les

microorganismes en présence d’oxygène dissous (Dahm et al, 1998). Au-delà de la décomposition aérobie des matières organiques, les métabolismes anaérobie et

anoxique sont également importants dans le fonctionnement biogéochimique de l’écosystème du cours d’eau. Lorsque les apports en oxygène dissous deviennent limités, les accepteurs d’électron alternatifs sont utilisés pour le catabolisme des matières organiques, telles que nitrates, Mn(IV), Fe(III), SO4 et CO2 (Figure 1.4). Lorsque l’oxygène dissous n’est plus disponible, les nitrates via la dénitrification peuvent produire plus d’énergie libre que les autres accepteurs d’électron (Dahm et al, 1998).

Figure 1.4 : Processus métaboliques en présence ou absence d’oxygène dissous dans les zones hyporhéiques (Dahm et al, 1998).

1.1.3.4 Echange hyporhéique

L’échange hyporhéique est déterminé par les genèses géologiques et anthropogéniques du bassin versant, l’hydrologie, le climat et la géomorphologie. La direction de l’échange hyporhéique varie selon le gradient hydraulique et dépend de la perméabilité des sédiments. Les précipitations évènementielles (orages) et les précipitations saisonnières peuvent modifier la pression hydraulique et induisent la direction du flux. L’échange hyporhéique est influencé par les interactions entre la rivière et les formes topographiques, telles que les formes du lit, les pentes irrégulières et les sinuosités du cours d’eau (Boano et al., 2007).

La forme topographique joue un rôle important dans l’échange hyporhéique entre les eaux de surface et les eaux de subsurface. L’importance de la topographie pour l’échange hyporhéique a été démontrée par les séquences seuil-mouille ou radier-mouille (Figure 1.5). Un radier est une zone peu profonde sur laquelle l’eau court. La mouille est une zone profonde dans laquelle l’écoulement est ralenti. La diminution de profondeur induit une zone de surpression à la fin de la mouille, et l’eau de surface s’infiltre dans les sédiments sous le seuil. Les eaux infiltrées passent donc au-dessous du seuil. A la fin du seuil, une zone de dépression due à l’augmentation de profondeur permet l’exfiltration des eaux hyporhéiques (Brunke et Gonser, 1997).

Figure 1.5 : Représentation schématique de l’échange hydrologique entre les eaux de surface et les eaux de subsurface en écoulant sur des séquences radier-mouille (Brunke et Gonser, 1997). Les sinuosités sont considérées comme un facteur important dans les bassins versants où les méandres présentent les formes dominantes. L’échange hyporhéique augmente avec la sinuosité du cours d’eau (Boano et al., 2006). Le flux hyporhéique intra-méandre est conduit par les différences en pression hydraulique entre l’amont et l’aval du méandre. Boano et al., (2006) ont modélisé l’effet de la sinuosité sur l’échange hyporhéique à l’échelle d’un méandre : ils ont montré que, pour des sinuosités relativement faibles (Figure 1.6 a et b), les eaux traversent les zones hyporhéiques et s’écoulent dans une direction x donnée, qui correspond à la direction

moyenne dans le cours d’eau. Quand la sinuosité augmente (Figure 1.6 c et d), la composante suivant y du flux hyporhéique prend une importance relative plus forte.

Figure 1.6 : Effet de la sinuosité sur le flux hyporhéique pour des âges croissants du méandre de a) vers d) (Boano et al., 2006).

Dans un continuum géomorphologique, quatre types de sinuosité peuvent être distingués et ont été considérés comme des secteurs fonctionnels intégrant les processus géomorphologiques et les fonctionnements écologiques. Ce sont les formes droite, tressée, méandrée et anastomosée (Figure 1.7). Le cours d’eau droit est caractérisé par des sédiments instables, une forte capacité de transport et une activité d’érosion importante. Les processus d’échange latéral et vertical y sont mineurs. Le cours d’eau tressé est caractérisé par de multiples canaux mobiles. Les canaux peu profonds ont une forte capacité de transport et présentent un charriage fort et par conséquent, les zones d’érosion et de dépôt sont généralement fréquentes. La migration latérale des canaux et la forte perméabilité des sédiments permettent alors un échange maximal à la fois vertical et latéral. Le cours d’eau anastomosé développe également de multiples canaux, mais la vitesse d’écoulement et la capacité de transport sont atténuées, la position des canaux étant relativement stable. Cela conduit à une formation de sédiments à grains avec une perméabilité faible. De façon similaire, le cours d’eau méandré est caractérisé par une vitesse d’écoulement faible due à une faible pente et un dépôt important de matières en suspension (Brunke et Gonser, 1997).

Figure 1.7 : Différentes formes d’écoulement en fonction de l’importance de la sinuosité dans les cours d’eau (Brunke et Gonser, 1997)