Évolution de l'occupation des terres et ressources en eau en région Méditerranéenne karstique

Journal of Hydrology, 93 (1987) 339-357

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Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam - - Printed in The Netherlands

[1]

I~VOLUTION DE L'OCCUPATION DES TERRES ET RESSOURCES EN EAU EN RI~GION MI~DITERRAN]~ENNE KARSTIQUE

S. RAMBAL

Centre Emberger, C.N.R.S., B.P. 5051, 34033 Montpellier Cddex (France) (Re~u le 20 aofit, 1986; accept~ apr~s r~vision le 6 f~vrier, 1987)

ABSTRACT Rambal, S., 1987. l~volution de l'occupation des terres et ressources en eau en r~gion m~diterran~enne karstique. (Land-use changes and water resources in a karstic Mediterranean region) J. Hydrol., 93:339-357 A computer model, with explicit descriptions for the major processes involved in the transfert of water in the soil-plant system at a local level, formed a basis for simulating the consequences of land-use change on streamflow in a 35 km 2 karstic catchment near Montpellier, southern France. Natural vegetation, occupying more than 95% of the total surface, is divided in four types according to their tree covers. In condition of lithologic homogeneity, these types can be used as hydrologic units. Computed streamflow for existing land-use corresponds with recorded data on both the monthly and annual scales. Land-use changes, due to the natural evolution of the vegetation from 1946 to 1979, produced a 80 mm reduction in streamflow for average rainfall conditions (1200 mm).

RI~SUMI~ Un module, rendant compte des principaux processus impliqu~s dans les transferts d'eau dans le syst~me sol-plante h l'~chelle locale, est utilis~ pour simuler les consequences des changements de l'occupation des terres sur un bassin versant karstique, localis~ au nord de Montpellier, France. La v~g~tation spontan~e qui occupe plus de 95% de sa surface est divis~e en 4 formations selon le recouvrement des arbres. En condition d'homog~n~it~ lithologique, ces formations peuvent ~tre utilis~es comme des unit~s hydrologiques. Les ~coulements simul~s, consequences de l'occupation des terres actuelles, sont en accord avec les ~coulements mesur~s aux ~chelles mensuelles et annuelles. Les changements de l'occupation des terres, provoqu~s par l'~volution naturelle de la v~g~tation de 1946 h 1979, produisent une r~duction de l'~coulement de 80mm pour un module moyen de precipitation de 1200 ram.

INTRODUCTION

La v~g~tation joue en rSle d~terminant dans le bilan hydrologique des bassins versants. Sous climat m~diterran~en humide, environ 600mm des precipitations annuelles sont ~vapotranspir~es (Rambal, 1984). La part restante recharge les nappes souterraines et transite dans le r~seau hydrographique. Elle constitue la ressource en eau. Seuls des changements brusques et

0022-1694/87/$03.50

© 1987 Elsevier Science Publishers B.V.

340 importants de la couverture v6g6tale, comme par exemple des coupes h blanc, des feux, sont susceptibles de provoquer, h court terme, des variations observables de cette ressource. Dans le cas d'une 6volution naturelle de la v6g6tation, ces variations sont faibles. Leurs mises en 6vidence peuvent se faire: (1) h l'6chelle du bassin versant, par l'analyse de la s4rie chronologique des d6bits; (2) h l'6chelle stationnelle, en 6valuant le bilan hydrologique des sols, comptetenu de certaines hypoth6ses sur la repr6sentativit6 de ces mesures ponctuelles. Aces m6thodes d'observation directe, il convient d'ajouter (3) l'utilisation de mod61es de simulation. La m6thode des bassins versants appari6s consiste ~ comparer les 6coulements de bassins ayant des caract6ristiques topographiques et g6ologiques tr6s proches et dont seule varie en totalit6 la couverture v6g6tale, par exemple: for6t-coupe h blanc, broussailles-parcours. De telles 6tudes sont conduites aux Etats-Unis depuis plus de cinquante ans (Bates et Henry, 1928; Hoyt et Troxell, 1932). Elles ont g6n6ralement pour objectifs de montrer dans quelle mesure les modifications de la couverture v6g6tale peuvent conduire h des augmentations de la ressource en eau. Le nombre de ces 6tudes est tel qu'il est vain de vouloir toutes les inventorier. Citons les synth6ses propos6es par Shachori et Michaeli (1965), Hibbert (1967), Langford et O'Shaughnessy (1977), Bosch et Hewlett (1982). Ils concluent unanimement que la r6duction de la couverture v6g6tale entraine une augmentation du coefficient d'6coulement. Cependant, Trimble et al. (1963) et Hibbert (1967) soulignent le caract6re difficilement pr6visible de cette augmentation du fait de la variabilit6 de la distribution saisonni6re des pr6cipitations. La mise en 6vidence d'une tendance n'est possible que sur de longues p6riodes d'observations et apr6s lissage des variations interannuelles. A cette premi6re limite, s'ajoute celle invoqu6e par Grover et al. (1970). La m6thode des bassins versants appari6s ne concerne que les bassins ve'rsants la couverture v6g6tale homog6ne ce qui, d'une mani6re g6n6rale, la restreint aux dispositifs exp4rimentaux. Au niveau stationnel, le nombre des 6tudes a cru de pair avec la mise au point et l'am61ioration des techniques d'6valuation du bilan hydrique des sols. Cette approche pr6sente deux avantages importants mais non d6cisifs quant au choix de la m6thode. L'une est la faible surface n6cessaire pour sa mise en oeuvre, l'autre le pas de temps des mesures est tel qu'il permet de mettre en 6vidence des 6volutions saisonni6res et de r6duire en cons6quence la longueur des observations. Les r6sultats des 6tudes localis6es en r6gion m6diterran6enne confirment ceux obtenus au niveau du bassin versant (Shachori et al., 1967; Carbon et al., 1982; Rambal et Guilbot, 1982). Ces deux approches posent le probl6me de l'articulation des r6sultats acquis h deux niveaux d'organisation. Shachori et Michaeli (1965), h partir de la compilation de cent cinquante sept rSf6rences bibliographiques, recherchent une liaison statistique entre l'6coulement annuel et le module annuel de pr6cipitation. Les bilans hydrologiques des bassins versants et les bilans hydriques stationnels sont trait6s de mani6re indiff6renti6es. Cette proc6dure implique que, pour les bassins versant

341

ANSPIRATION

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Fig. 1. Diagramme des flux du mod@le local. Les rectangles repr@sentent les variables d'@tat, les lignes continues et tiret@es indiquent respectivement les flux d'eau et d'information. Les valves symbolisent les processus qui influencent ces flux. Fig. 1. Flow diagram of the local model. Rectangles are the states variables. Solid and dashed lines indicate flow of water and informations respectively. Valves represent process influencing the flows. c o u v e r t u r e v@g~tale homog~ne, le bilan h y d r i q u e s t a t i o n n e l est i d e n t i q u e a u b i l a n h y d r o l o g i q u e . A r k l e y (1981) explique les diff@rences qu'il o b s e r v e e n t r e ces bilans p a r un m a u v a i s contr61e de la zone r a c i n a i r e , dans le cas des v~g~taux h syst~mes r a c i n a i r e s profonds. L o r s q u e ce contr61e est s a t i s f a i s a n t les bilans sont i d e n t i q u e s (Scholl, 1976). Les r S s u l t a t s de S h a c h o r i et M i c h a e l i (1965) s u g g ~ r e n t u n e t y p o l o g i e du f o n c t i o n n e m e n t h y d r i q u e des c o m m u n a u t ~ s v~g~tales bas~e sur leurs descriptions p h y s i o n o m i q u e s . Ce d ~ c o u p a g e de l ' e s p a c e est n@cessaire p o u r r e n d r e c o m p t e du f o n c t i o n n e m e n t de bassin v e r s a n t d o n t la c 0 u v e r t u r e v@g~tale est u n e mosaYque d'unit~s. Cette unit~ p h y s i o n o m i q u e utilis~e c o m m e e n s e m b l e de g ~ n ~ r a l i s a t i o n des r ~ s u l t a t s p o n c t u e l s est d ' u n u s a g e plus facile (voir p a r exemple R a m b a l et al., 1985) que les unit@s de p a y s a g e propos@es p a r Miller (1968), c i t i e s darts G r o v e r et al. (1970), ou p a r A m i e t (1980). Quel que soit le m o d e de d ~ c o u p a g e utilis~, u n probl~me r e s t e en suspens qui ne p e u t 8tre r~solu p a r la seule mesure, c ' e s t celui des modifications du bilan h y d r o l o g i q u e induites p a r l ' ~ v o l u t i o n n a t u r e l l e de la v6g~tation, c o m m e p a r exemple: la recons t i t u t i o n de la for@t apr~s sa coupe. D a n s ce cas, la t e n d a n c e @volutive est f o r t e m e n t m a s q u ~ e p a r la v a r i a b i l i t ~ i n t e r a n n u e l l e des pr@cipitations. I1 f a u t alors a v o i r recours, c o m m e le p r o p o s e n t O n s t a d et J a m i e s o n (1970), a u x modules de s i m u l a t i o n . D a n s ce t r a v a i l , n o u s p r S s e n t o n s u n module local de s i m u l a t i o n des transferts d ' e a u d a n s le s y s t b m e s o l - p l a n t e et son u t i l i s a t i o n p o u r ~ v a l u e r ]es

342

1,0~

/-~T1,0x

~

c

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8 A 0

1

2 Indice

3 foliliire

~

,

-15 -10 -5 0 Potentiel folioire (bars)

Fig. 2. Relation entre l'~vapotranspiration r~elle, exprim~e en pourcent de l'~vapotranspiration maximale, et l'indice foliaire.

Fig. 2. Relationship between actual evapotranspiration, expressed in percent of maximum evapotranspiration, and leaf area index. Fig. 3. Courbes de conductance du couvert v~g~tal. La courbe B e s t utilis~e dans la simulation. Les courbes A et C sont utilis~es dans l'analyse de sensibilitY. Fig. 3. Canopy conductance curves. The B curve is used in the simulation. The A and C curves are used in the sensitivity analysis.

consequences de changements de la couverture v~g~tale d'un bassin versant karstique, lithologiquement homog~ne, sur la ressource en eau. UN MODI~LELOCALDES TRANSFERTSD'EAU D e s c r i p t i o n d u module

Le module propos~ poss~de une structure qui est pr~sent~e dans le diagramme des flux de la Fig. 1. Dans ce module, nous ne prenons en compte qu'une strate de sol dont la profondeur est celle du syst~me racinaire. L'~tat hydrique de cette strate de sol est caract~ris~ par sa teneur en eau moyenne. Son bilan hydrique s'~crit: zrd~ldt

=

P-

ETR

- D

(1)

zr est la profondeur racinaire (mm). ~ est la teneur volumique en eau moyenne sur la profondeur Zr (cm3cm 3). p , E T R et D repr~sentent respectivement les precipitations, l'~vapotranspiration r~elle et le drainage (mmj 1). ,~ la suite des tr av au x de Black et al. (1969), Davidson et al. (1969) et Black et al. (1970), le drainage au del& de z, peut ~tre directement estim~ par une fonction de 9. Si l'on suppose que lors d'un drainage, en l'absence d'~vapotranspiration r~elle, est une fonction puissance du temps ~ = at B (Richards et al., 1956; Wilcox, 1959), nous obtenons pour D l'expression suivante (Chong et al., 1981; Rambal, 1983; voir aussi Jones et Wagenet, 1984): D

=

bzra-1/~+ll~

(2)

Dans toute la suite de ce d~veloppement, nous faisons l'hypoth~se que, dans le contexte des couverts v~g~taux dans lequel nous utilisons le module,

343 l'~vaporation du sol nu ne repr6sente qu'une fraction n6gligeable de I'ETR. En l'absence de d~ficit hydrique, l'~vapotranspiration r~elle atteint sa valeur maximale ETR~,x. Cette derni~re tend vers l'~vapotranspiration potentielle E T P lorsque la couverture v~g6tale sature l'espace. Pour Ritchie et Burnett (1971), Kristensen (1974), Federer et Lash (1978) et pour Anderson (1981), cette valeur est atteinte lorsque l'indice foliaire I F du couvert v~g~tal se situe entre 3 et 4. L'6volution du rapport E T R m , x / E T P , adapt~e des donn6es bibliographiques, est pr~sent~e Fig. 2. Quand l'alimentation hydrique diminue, les v6g~taux r6gulent leurs pertes en eau. L ' E T R d6pend de la conductance globale du couvert CS: ETR

= CS ETRm,x

(3)

CS est une fonction du potentiel hydrique foliaire moyen journalier Hf exprim~ ici en mm d'eau (1 bar = 10tram d'eau). Rapport6e h sa valeur maximale, la conductance peut 6tre approch~e par l'expression (Fig. 3):

CS

=

1/(1 +

(HflH[9")

(4)

La valeur num~rique du param~tre HF* est inconnue ~ ce stade de la procedure de la mod~lisation. Lorsque Hf* est 6gal ~ Hf*, la conductance du couvert ne vaut plus que 50% de sa valeur maximale. L'exposant n'est choisi ~gal ~ 5 afin d'assurer, pour une large ~tendue de valeurs de H f, la coherence de la relation (4) avec les donn6es de la litt~rature (Rambal, 1980; Huillet et Lauga, 1985). Pour satisfaire I ' E T R , les racines extraient une quantit6 d'eau du sol q (ram j 1). q est proportionnel ~ la difference de potentiel sol-feuille et inversement proportionnel ~ la r~sistance aux transferts d'eau. Cette r~sistance se situe dans la plante et ~ l'interface sol-racine (Hillel et al., 1976; Molz, 1981): q = (H-

Hf)/(rs + r,)

(5)

Le potentiel hydrique du sol H (mm d'eau) est la somme du potentiel gravitationnel, ici ~gal ~ zr/2, et du potentiel matriciel h. Ce dernier est calcul~ ~ partir de la teneur en eau ~ et de la courbe de r~tention. La courbe de r~tention est repr~sent6e par une fonction puissance: h

=

he(0/0~) ~

(6)

L'utilisation de l'~quation 6 entraine une brutale discontinuit~ du potentiel matriciel au voisinage de la saturation. Dans le cadre de nos applications, les cons6quences de cette discontinuit~ sont n~gligeables car le profil de sol n'atteint pratiquement jamais la saturation. La conductivit~ hydraulique correspondante K (mmj 1) s'exprime alors, selon Campbell (1974), Clapp et' Hornberger (1978) et Talsma (1985), par: g

= K~(O/Os)2b+3

(7)

0~ est la teneur en eau ~ la saturation (cm 3cm-3), he est le potentiel d'entr~e de l'air (ram d'eau) et Ks la conductivit~ hydraulique ~ la saturation (ram j-1).

344

Pompignen•

S~-~~anrdti~d~Ye [' I°unes

Bassinde • SauTes

StG~iy-du • Fesc

Met Mediterrane.e

,SETE

o,

lok

Fig. 4. Plan de situation. Fig. 4. Location map. La r~sistance h l'interface sol-racine rs, en jour, est calcul~e h partir de la conductivit~ hydraulique en utilisant la forme param~trique de l'~quation de Gardner (1960) propos~e par Feddes et Rijtema (1972): r~ -

B/Kzr,

avec

B = 0,0013m 2

(8)

La r~sistance totale de la plante rp, en jour, est prise ~gale h une valeur constante qui sera fix~e lors de l'identification des param~tres du module. A un instant donn~, le potentiel Hf est inconnu. Nous faisons l'hypoth~se que le couvert v~g~tal l'ajuste de mani~re h ce que l'~vapotranspiration r~elle soit ~gale h l'extraction racinaire. Num~riquement, la recherche de Hf est faite en r~solvant l'~quation implicite: ETR(Hf)

=

(H-

HO/(rs + rp)

(9)

Le module fonctionne sur un pas de temps journalier qui correspond ~ celui de ces deux entr~es: les precipitations et l'~vapotranspiration potentielle. I1 simule jour par jour l'~tat hydrique du sol 0, l'~vapotranspiration r~elle et le drainage.

345

Pour tester ce module au niveau local, nous avons choisi de simuler les transferts d'eau au sein d'une garrigue dense de Chine kerm~s. Pour cette communaut~ v~g~tale nous disposons de nombreuses observations de la teneur en eau du sol, r~alis~es de 1975-1981 ~ Saint-G~ly-du-Fesc (10 km au nord de Montpellier) (Fig. 4), et d'estimations de son ~vapotranspiration r~elle mensuelle (Rambal, 1984). Cette garrigue se d~veloppe sur calcaire compact, le sol est argilo-limoneux. Son indice foliaire est voisin de 2,5.

Les param~tres initialisds a priori et identifids La profondeur racinaire est estim~e, ~ l'aide des profils d'extraction racinaire (Rambal, 1984), ~ zr = 4,5 × 10-3mm (4,5m). Cette profondeur est en accord avec les observations r~alis~es, ~ l'endoscope, par Gouisset (1981). Les param~tres a et fl de la caract~ristique de drainage, ~qn. (2), obtenus apr~s un drainage interne sont respectivement ~gaux ~ 0,102cm3cm -3 et ~ 0,050. En utilisant cette ~quation au voisinage de l'origine du temps, pour t = 0,1 j, nous obtenons des estimations de la teneur en eau ~ la saturation 0s = 0,114cm3cm -3 et de la conductivit~ hydraulique correspondante K~ = 240mmj 1 Les observations de teneur en eau, de la p~riode 1975-1977, sont utilis~es pour identifier les valeurs des param~tres he, b, rp et Hf* qui minimisent la distance quadratique entre les valeurs observ~es et simul~es. La m~thode d'identification retenue est celle de Rosenbrock (1960). Les param~tres de la courbe de r~tention ainsi obtenus sont de -103mm d'eau pour le potentiel d'entr~e de l'air he et de 4,06 pour l'exposant b de la fonction de l'~qn. (6). Ces valeurs se situent dans les intervalles de confiance de celles propos~es par Clapp et Hornberger (1978) pour des sols de m~me classe texturale. En ce qui concerne la r~sistance de la plante rp, cette derni~re est ~gale ~ 1,3610Gj. Pour deux garrigues de Chine kerm~s se d~veloppant dans des situations climatiques contrast~es, Rambal et Leterme (1985) mesurent des r~sistances de respectivement 1,52 10~ et 1,8910~j. Le param~tre H~* optimal est de -7,65 104ram d'eau.

Rdsultats des simulations L'~volution de la teneur en eau du sol simul~e de 1975-1981 ainsi que les valeurs observ~es, sont repr~sent~es sur la Fig. 5. L'~cart absolu moyen entre les teneurs simul~es et observ~es (Tableau 1) n'est important qu'en 1975, car cette a n n i e l~, le feuillage du Chine kerm~s a ~t~ presque enti~rement d~truit par un insecte phytophage. Au niveau des estimations de l'~vapotranspiration r~elle mensuelle, nous avons ~galement compar~ les estimations simul~es et les valeurs mesur~es. Pour la p~riode d'ajustement des param~tres 1975-1977, l'~cart absolu moyen calcul~ sur 23 valeurs est de 9,5mmmois -1 (Fig. 6a). Pour la p~riode de validation des simulations (p~riode 1978-1981), cet ~cart, calcul~ sur 29 valeurs, est de 11mm mois i.

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1975

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1976

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j 'A ,S , O , N , D

1977

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c._ 0,100'~ 0,075-

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'~,'M 'j r j rA 'S '0 ' N ' D I 1978

J 'F'M

'A 'M ,j r j IA 'S iO r N T D T979

IJ ' F ' M

'A'M

'J 'a ' A ' S ' O ' N ' D 1980

I J 'F'M

'A'M'J

~ J 'A'S'O'N'D 1981

Fig. 5. Comparaison des teneurs moyennes en eau de la zone racinaire mesur~es et simul~es pour la p~riode 1975 1981. Les ann~es 1975~1977 correspondent ~ la p~riode de calibration, les ann~es 197~1981 ~ la p~riode de validation. Les points symbolisent les valeurs mesur~es. Les precipitations journali~res correspondantes, enregistr~es h Saint-G~ly-du-Fesc, sont ~galement repr~sent~es. Fig. 5. Comparison of measured and simulated mean root zone water content for the 197~1981 period. The 197~1977 years correspond to the calibration period, the 1978 1981 years to the validation period. Large dots are for the measured values. The corresponding daily rainfalls, recorded a t Saint-Gely-du-Fesc, are also included.

347 TABLEAU 1 ]~carts a b s o l u s m o y e n s e n t r e les t e n e u r s en e a u s i m u l 6 e s et observ6es p o u r la p4riode de c a l i b r a t i o n 1975-1977, et p o u r la p6riode de v a l i d a t i o n 1978-1981

Nombre d'observations t~cart absolu moyen (cm:~cm :~)

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

32

31

33

33

27

31

28

0,0095

• /

I00

0,0019

•

0,0018

0,026

0,047

0,0027

0,0059

tOO

•

•~

- - 50-

50

E

= E

uJ w

~o ETR mesuree

~o (mmomOis-I}

o

5'0

40

ETR mesur4e (mm.mois-I)

Fig. 6. Comparaison entre les ~vapotranspirations r~elles mensuelles mesur~es et simul~es sur une p4riode de 7 ans; (a) p~riode de calibration 1975-1977; (b) pdriode de validation 1978-1981. Fig. 6. Comparison of measured and simulated monthly actual evapotranspiration for 7 years; (a) calibration period 1975--1977;(b) validation period 1978-1981. APPLICATION DU MODt~LE LOCAL A L'I~CHELLEDU BASSIN VERSANT

Les probl~mes de la spatialisation La s p a t i a l i s a t i o n d ' u n module local se h e u r t e d ' u n e part, h l'existence de la variabilit~ spatiale des propri4t~s h y d r o d y n a m l q u e s du sol, et d ' a u t r e part, & ]a presence d ' u n e c o u v e r t u r e v~g~tale s o u v e n t compos~e d ' u n e m o s a i q u e d'unit4s. N o u s a v o n s r e t e n u comme zone-test le bassin v e r s a n t a y a n t p o u r exutoire la source du L a m a l o u . Situ~ ~ 25 km au nord de Montpellier, il est constitu4 par le massif k a r s t i q u e du Causse de l ' H o r t u s (Fig. 4). D ' u n e superficie de 35 km 2, il a 4t4 choisi en r a i s o n de son unit~ lithologique (calcaires c o m p a c t s Valanginiens sup4rieurs r e p o s a n t sur une ~paisse s4rie de marnes) et de la presence d ' u n l i m n i g r a p h e h sa source. P o u r plus de d~tails, on c o n s u l t e r a u t i l e m e n t B o n n e t et al. (1979, 1980). Dans le module local, la s t r a t e v~g4tale i n t e r v i e n t par son indice foliaire et par sa c o n d u c t a n c e stomatique. Cette derni~re varie dans le temps en liaison avec la d e m a n d e climatique et l'~tat h y d r i q u e du sol. La c a r t o g r a p h i e de l ' o c c u p a t i o n des terres a ~t4 r4alis~e en 1979, par p h o t o i n t e r p r ~ t a t i o n de la mission a~rienne p a n c h r o m a t i q u e de l ' I n s t i t u t G 4 o g r a p h i q u e National. Cette

348 TABLEAU 2 D~finition des formations v~g~tales retenues pour d~crire l'occupation des terres du bassin du Lamalou Recouvrement des arbres (%)

Formations v~g~tales

Indices foliaires

7 6 100 50 75 2~50 • 25

For~t dense For~t semi-dense For~t claire Garrigue

3,6 2,8 2,0 1,6

cartographie est ici bas~e sur la notion de formation v~g~tale qui combine la structure en h a u t e u r de la v~g~tation et sa structure horizontale par l'interm~diaire de son recouvrement. Elle nous permet de retenir pour ce bassin quatre formations qui sont d~finies dans le Tableau 2 et auxquelles nous avons affect~ un indice foliaire moyen. Cet indice a ~t~ obtenu h partir d'observations de terrain et de donn~es bibliographiques (Debussche et al., 1987), il n~glige la participation de la strate herbac~e sous couvert qui ne repr~sente au maximum que 10% du total. En 1979, l'occupation des terres se r~partit ainsi: 22% de garrigues, 40% de for~ts claires, 30% de for~ts semi-denses et 8% de for~ts denses. P o u r les analyses qui vont suivre, nous avons retenu le cumul annuel du drainage simul~ par le module local que nous appellerons ~coulement annuel simul~ Q. Cette variable peut ~tre directement compar~e h l'~coulement annuel observ~ h la source. Des comparaisons effectu~es sur des intervalles de temps plus courts sont difficiles h interpreter car les transferts de l'eau drain~e, d'un point du bassin h la source, ne sont pas instantan~s mais soumis h des ph~nom~nes de stockage et de destockage dans l'aquif~re karstique. Dans le cas du massif de l'Hortus, Bonnet et al. (1979) estiment que la constante de temps de vidange est sup~rieure ~ 30 jours. L'analyse, h l'aide de la g~ostatistique, des propri~t~s hydrodynamiques du sol, h l'~chelle d'un versant karstique lithologiquement homog~ne, a permis de mettre en ~vidence des structures spatiales dont les dimensions sont comparables h celles des sols cultiv~s (Rambal, 1983). La presence de ces structures ne se traduit pas d'une mani~re sensible sur la structure interne des formations v~g~tales (Lacaze et al., 1983) et nous permet d'inf~rer, pour ces derni~res, d'une homog~n~it~ de leurs fonctionnements hydriques. Le choix de l'~coulement annuel permet d'~liminer en grande partie les probl~mes qui subsistent encore au niveau de cette variabilit~ spatiale. Dunin et Aston (1981) indiquent que la difference de performance entre un module prenant en compte la variabilit~ spatiale des propri~t~s hydrodynamiques et un module global diminue ]orsque le pas de temps d'expression des r~sultats augmente (jour, mois, an). Ce r~sultat est confirm~ par les t r a va ux de Shachori et Michaeli (1965) qui montrent que, pour les ~coulements annuels, le facteur le plus discriminant est la couverture v~g~tale (par exemple: for~t vs. non for~t) et non les caract~ristiques hydrodynamiques du sol.

349

Avec le jeu de param6tres ajust6 dans la premi6re partie et en utilisant les m6mes donn6es climatiques, nous avons simul6 les transferts hydriques de communaut6s v6g6tales ayant respectivement des indices foliaires de 1,5, 2 et 2,5. Pour les 6coulements annuels simul6s, nous obtenons: Q2 ~

(Q1.5 + Q2.5)/2

QI.~, Q2 et Q2.~sont respectivement les ~coulements obtenus avec des IF ~gaux 1,5, 2 et 2,5. Dans la gamme des precipitations annuelles explor~e, c'est h dire de 632 1437 mm, l'~cart absolu moyen est de 18 mm. Par la suite, nous ferons l'hypoth~se que l'~coulement annuel d'un bassin versant constitu~ de i formations v~g~tales, d'indice foliaire I ~ , occupant chacune ki pourcents de sa superficie, est ~gal h celui d'un bassin versant constitu~ d'une seule formation dont l'indice foliaire est la moyenne, pond~r~e par leurs surfaces, des indices des formations ~l~mentaires.

Analyse de sensibilitd Pour le bassin versant considerS, nous avons simul~ son fonctionnement hydrique, de 1978-1984, en faisant varier IF de 1,5-3 avec un pas de 0,5 et en faisant 3 hypotheses sur la relation de conductance stomatique, ~qn. (4). La premiere relation correspond au maintien de la conductance utilis~e pour la garrigue de Chine kerm~s (Fig. 3, courbe B). La seconde (Fig. 3, courbe A) traduit le comportement d'une strate v~g~tale qui tend ~ ~viter la s~cheresse (Hf* = -3,83 104mmd'eau). La troisi~me (Fig. 3, courbe C) est la courbe de conductance d'une v~g~tation tol~rante ~ la s~cheresse (Hf* = - 1 1 , 4 8 104 mm d'eau). En ce qui concerne les entr~es du module, les precipitations journali~res sont ~valu~es par une lame Thiessen calcul~e h partir des hauteurs de pluie relev~es aux stations m~t~orologiques de Pompignan, Valflaun~s et SaintMartin-de-Londres avec des coefficients de pond~ration de 49,46 et 5% (Fig. 4). L'~vapotranspiration potentielle est calcul~e ~ partir des donn~es recueillies Montpellier en utilisant la formule de Penman. Cette E T P peut ~tre consid~r~e comme spatialement representative h l'int~rieur d'une maille du r~seau synoptique de la M~t~orologie Nationale. Les param~tres des caract~ristiques hydrodynamiques du sol conserve les valeurs utilis~es au niveau local. Sur les 7 couples module annuel de pr~cipitation-~coulement annuel simul~, nous avons ajust~ la relation lin~aire suivante: Q = ~(P-

P0)

(10)

P0 est la pr6cipitation annuelle en dessous de laquelle l'6coulement est nul. Une telle repr6sentation des relations pr6cipitation-6coulement ~ l'6chelle annuelle a d6jh 6t6 utilis6e par Shachori et Michaeli (1965), McGowan et al. (1980) et par Rambal (1984). a et P0 varient en fonction de la relation de conductance et de l'indice foliaire (Fig. 7). L'allure asymptotique des 6volutions de ~ et de P0, au voisinage d'un indice foliaire 6gal/t 3, traduit le fait que

350

'°I

"

Fig. 7. Sensibilit~ des param~tres ~ et Po de la relation lin~aire entre ]'~cou]ement annuel et ]es pr6cipitations annuelles aux variations de l'indice foliaire et de la conductance du couvert. Fig. 7. Sensitivity of the parameters a and P0 of the linear relationship between annual streamflow and annual rainfall to change in the leaf area index and in the canopy conductance.

cette valeur constitue un seuil au delh duquel toute augmentation de I F n'a aucun effet hydrologique additionnel. La courbe de conductance qui permet la meilleure reconstitution des ~coulements observes en 1979 et 1980, c'est h dire pour des p~riodes proches de la date de r~alisation de la carte de l'occupation des terres de 1979, est celle qui a ~t~ obtenue au niveau local (Fig. 3, courbe B). Ainsi, les ~coulements simul~s et mesur~s en 1979 sont de respectivement 411 et 447 mm et en 1980 de 212 et 161mm soit pour ces 2 ann~es, des totaux de 623 et 608mm. Cette validit~ v~rifi~e au niveau annuel se maintient au niveau mensuel (Fig. 8). Elle n'est pas remise en cause sur des pas de temps journaliers. Rambal et al. (1985) observent un bon accord entre les simulations journali~res de I'ETR effectu~es en 1979 pour les 4 formations v~g~tales retenues (Tableau 2) et des estimations de l ' E T R obtenues h l'aide de donn~es satellitaires de la temperature de surface et de l'albedo. L'application de l'~qn. (10) h un autre bassin versant karstique de la r~gion nord montpelli~raine, celui de Saugras (Drogue et Guilbot, 1977), donne de bons r~sultats (voir carte de situation de la Fig. 4). Ce bassin d'une superficie de 0,46km 2 est couvert de 3 9 0 de forSt semi-dense, 43% de forSt claire et de 18% de garrigue. Dans l'hypoth~se de la conservation de la courbe de conductance, nous obtenons une relation qui nous donne un ajustement satisfaisant avec les observations r~alis~es de 1967 h 1972 (Fig. 9). Pour ces 6 armies, le volume ~coul~ observ~ atteint 3626mm. La simulation est de 3589mm. La courbe de conductance B pr~sente donc un caractbre assez g~n~ral pour les formations v~g~tales spontan~es m~diterran~ennes.

351

2°°1 simule ( - - - ) mesure ( - - ) =

Ioo-

o LLI

I

I

I

i

I

I

I

r

I

~

I

I

1979

I

I

I

I

17--1"-F7

1980

Fig. 8. Comparaison des ~coulements mensuels mesur~s et simul@s du bassin du Lamalou pour les ann@es 1979-1980. Fig. 8. Comparison of measured and simulated monthly streamflow of the Lamalou catchment for the years 1979-1980. 1250-

lO00E

750-

_

= = o

500o u

uJ

250-

I000 '

500

Precipitations

1500 '

2000

onnueLles (ram)

Fig. 9. Relation entre l'~coulement annuel et les precipitations annuelles pour le bassin de Saugras. Les points symbolisent les valeurs mesur~es. Fig. 9. Expected relationship between the annual streamflow and the annual rainfall for the Saugras catchment. Large dots are for the measured values.

Consdquences hydrologiques de l'dvolution de l'occupation des terres Compte-tenu de ce caract~re, n o u s a v o n s simul6 les cons@quences hydrologiques de l'~volution de l ' o c c u p a t i o n des terres sur le massif de l ' H o r t u s depuis 1946. La c a r t o g r a p h i e de la v~g@tation (Fig. 10) a ~t6 r~alis@ par photointerpr~tation des missions a@riennes p a n c h r o m a t i q u e s de l ' I n s t i t u t G 6 o g r a p h i q u e ~'T:.~ional de 1946, 1954, 1961, 1971 et 1979. Les c h a n g e m e n t s de la c o u v e r t u r e v~g@tale c o r r e s p o n d a n t s sont pr~sent~s dans le T a b l e a u 3. Ils t r a d u i s e n t une a u g m e n t a t i o n progressive de la c o u v e r t u r e v@g~tale de 1946 h 1979. Cette

352

~m Forcleotire

For~tdense

m

Fodt semi-dense ~ 1 Gorrigue Culture

[~

Fig. 10. C h a n g e m e n t s de l'occupation des terres du bassin du Lamalou de 194~1979. Fig. 10. Changes in the land-use of the Lamalou c a t c h m e n t from 1946 to 1979.

a u g m e n t a t i o n est li~e h une d i m i n u t i o n de la pression humaine: arr~t des coupes de taillis, r~gression des effectifs ovins, a b a n d o n s des cultures. L'indice foliaire global passe de 1,7 en 1946 h 2,25 en 1979. Les ~quations d'~coulements c o r r e s p o n d a n t e s sont de: 1946:

Q =

1,031 ( P - 521)

(ll)

1979:

Q -

0,972 ( P - 558)

(12)

P o u r le module a n n u e l de p r e c i p i t a t i o n de 1200mm que l'on observe sur ce bassin v e r s a n t (Debussche et Escarre, 1983), les coefficients d'~coulement sont TABLEAU 3 t~volution de l'occupation des terres sur le bassin du Lamalou de 1946-1979; ces valeurs sont exprim~es en pourcents de la surface totale du bassin Formations v~g~tales

1946

1954

1961

1971

1979

For~t dense For~t semi.dense For~t claire Garrigue Cultures

0 0 11 83 6

0 0 18 79 3

0 5 54 40 1

5 18 50 27 0

8 30 40 22 0

353 de 0,583 pour l'indice foliaire de 1946, et de 0,519 pour celui de 1979. Les ~coulements correspondants sont de 700 et 623mm. Rapport~ ~ la superficie, l'~coulement moyen pour ces 1200mm de precipitations annuelles qui atteint 24,5 Mm 3 en 1946 n'est plus que de 21,8 Mm 3 en 1979. La r~duction d'~coulement correspondante est de 2,7 Mm ~. CONCLUSIONS Dans ce travail, nous avons pr~sent~ un module local des transferts d'eau dans le syst~me sol-plante. Ce module, de structure simple, rend compte de la plupart des processus qui r~gissent les transferts. Son originalit~ se situe dans l'hypoth~se de continuit~ ~mise pour les d~crire. Cette continuit~ se traduit par une ~galit~ entre le gain journalier, ou extraction racinaire, et la perte en eau journali~re, ou ~vapotranspiration r~elle. L'extraction racinaire d~pend de l'~tat hydrique du sol et de celui du couvert v~g~tal. L'~vapotranspiration r~elle est une fonction de la demande climatique et de l'~tat hydrique du couvert v~g~tal. A chaque pas de temps, nous modifions ce dernier afin d'aso surer cette continuitY. Apr~s ajustement de ses quatre param~tres de calage, le module simule, de mani~re satisfaisante, l'~volution de la teneur en eau du sol, sous une garrigue de C hi ne kerm~s se d~veloppant sur calcaire compact. Pour l'~vapotranspiration mensuelle, l'~cart absolu moyen entre les valeurs observ~es et simul~es est d'environ 10 mm. La spatialisation du module local pose le probl~me du d~coupage de l'espace en unit~s /t l'int~rieur desquelles ses simulations peuvent ~tre extrapol~es. Dans le cas de bassins karstiques/~ lithologie homog~ne, nous avons choisi la formation v~g~tale comme unit~ de cette spatialisation. La formation v~g~tale tient compte/~ la fois des structures horizontale et verticale de la v~g~tation et elle est aisement cartographiable. Ce d~coupage donne des r~sultats satisfaisants dans la simulation des ~vapotranspirations r~elles journali~res (Rambal et al., 1985). Les formations v~g~tales d~finies, au d~part, /~ partir d'une description physionomique de la v~g~tation, se superposent, en pratique, ~ des unit~s iso-fonctionnelles du point de vue des transferts d'eau. Pour le bassin versant karstique du Lamalou sur lequel a port~ notre ~tude, nous avons simul~, consequence de l'occupation des terres de 1979, la relation entre l'~coulement annuel Q (mm) et les precipitations correspondantes P (mm) suivante: Q = 0,972 (P - 559) c'est ~ dire qu'il y a en moyenne, pas d'~coulement si les precipitations sont inf~rieures ~ 559mm. Ce r~sultat est en accord avec celui de Rambal (1984) qui observe que, pour la formation v~g~tale sur laquelle ont ~t~ effectu~es les simulations locales, le drainage au del~ de la zone racinaire est nul pour des precipitations inf~rieures ~ 578 ram. Ng et Miller (1980) estiment que pour des formations v~g~tales spontan~es comparables, les chaparrals du sud de la Californie, il n'y a pas d'~coulement pour P inf~rieur ~ 550~600mm. Scholl

354 (1976) o b s e r v e u n ~ c o u l e m e n t n~gligeable a v e c P = 554 m m p o u r un c h a p a r r a l du c e n t r e de l'Arizona. Ce module nous a p e r m i s de r e n d r e c o m p t e des c o n s e q u e n c e s de l ' ~ v o l u t i o n de l ' o c c u p a t i o n des terres, de 1946-1979, sur la r e s s o u r c e en eau. Ainsi, p o u r le m o d u l e m o y e n de p r e c i p i t a t i o n de 1200mm, l ' ~ c o u l e m e n t m o y e n passe de 700ram en 1946 ~ 6 2 3 m m en 1979. Cette d i m i n u t i o n est la c o n s e q u e n c e de l ' a u g m e n t a t i o n de la c o u v e r t u r e v~g~tale (Hibbert, 1967). Elle est du m~me ordre de g r a n d e u r que celles o b t e n u e s p a r B u r g y (1958) et P a t r i c (1959), c i t i e s p a r S h a c h o r i et M i c h a e l i (1965), et p a r H i b b e r t (1971) sur des c h a p a r r a l s californiens, p a r H o l m e s et W r o n s k i (1981) en r~gion m ~ d i t e r r a n ~ e n n e d'Australie, et p a r R a m b a l et G u i l b o t (1982) sur u n e g a r r i g u e du sud de la F r a n c e . S h a c h o r i et M i c h a e l i (1965) e s t i m e n t que p o u r u n e h a u t e u r de p r e c i p i t a t i o n c o m p r i s e e n t r e 1000 et 1400mm, le p a s s a g e d ' u n e f o r m a t i o n h e r b a c ~ e ~ une f o r m a t i o n ligneuse d i m i n u e l ' ~ c o u l e m e n t de 100mm. U n a c c r o i s s e m e n t de la m~me a m p l i t u d e est cit~ p a r M c G o w a n et al. (1980) c o m m e c o n s e q u e n c e du r e m p l a c e m e n t de la for~t l~,rimaire p a r les c u l t u r e s en G r a n d e B r e t a g n e . Le r ~ s u l t a t le plus p a r a d o x a l de cette ~tude est la validit~ de la c o u r b e de c o n d u c t a n c e , identifi~e au n i v e a u local, p o u r r e n d r e c o m p t e de f o n c t i o n n e m e n t des f o r m a t i o n s v~g~tales complexes. Ce r ~ s u l t a t va dans le sens de ceux de A u s s e n a c (1972) et de R o b e r t s (1983) qui o b s e r v e n t que, p o u r des for~ts de s t r u c t u r e s similaires, m a i s c o n s t i t u t e s d'esp~ces diff~rentes, les c u m u l s d ' ~ v a p o t r a n s p i r a t i o n r~elle s o n t p r a t i q u e m e n t ~gaux. La c o m p r e h e n s i o n de ce p h ~ n o m ~ n e p a s s e d ' u n e p a r t p a r la m a [ t r i s e des c h a n g e m e n t s d'~chelle lorsque l'on passe d ' u n e feuille ~ la r~gion (voir ~ ce p r o p o s J a r v i s et M c N a u g h t o n , 1986) et d ' a u t r e part, p a r des a p p r o c h e s du type de celles d~velopp~es p a r E a g l e s o n (1982a, b) et p a r E a g l e s o n et S e g a r r a (1985) qui c o n s i d ~ r e n t la couvert u r e v~g~tale c o m m e un syst~me t e n d a n t ~ o p t i m i s e r ses r e s s o u r c e s hydriques. REMERCIEMENTS Ce t r a v a i l a ~t~ p a r t i e l l e m e n t financ~ p a r le P r o g r a m m e I n t e r d i s c i p l i n a i r e de R e c h e r c h e s u r l ' E n v i r o n n e m e n t ( P I R E N ) du C e n t r e N a t i o n a l de la R e c h e r c h e Scientifique (C.N.R.S.). BIBLIOGRAPHIE Amiet, Y., 1980. M~thode d'approche de la spatialisation des caract~ristiques hydrodynamiques des formations superficielles. Exemple du haut bassin de la Petite Fecht (Haut-Rhin). Th~se 3~me cycle, Universit~ Louis Pasteur, Strasbourg, 113 pp. Anderson, M.C., 1981. The geometry of leaf distribution in some south-eastern Australian forest. Agric. Meteorol., 25: 195-205. Arkley, R.J., 1981. Soil moisture use by mixed conifer forest in a summer-dry climate. Soil Sci. Soc. Am., J., 45: 42~427. Aussenac, G., 1972. Etude de l'~vapotranspiration r~elle de quatre peuplements forestiers dans l'est de la France. Ann. Sci. For., 29: 36~389. Bates, C.G. et Henry, A.J., 1928. Forest and streamflow experiments at Wagon Wheel Gap, Colorado. U.S. Weather Bur., Mon. Weather Rev., Suppl., 30:79 pp.

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