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Université de Metz
HYDROLOGIE ET KARSTOLOGIEDU BASSIN DU LOISON (woEvRESEPTENTRIONALE- LORRATNE)
PatriceGAMEZ
THÈSE DE DOCTORATDE L'UNIVERSITÉDE METZ
CÉocnAPHIE PHYSIQUE
(sousla direction du professeurF. REITEL)
) qst frl'ppT L /Mz-3t flAGASttl AVANT-PROPOS
Notre projet d'étudedes processus hydrologiques et karstologiquesde Woëvreseptentrionale après avoir étéfavorablement accueilli par Monsieur le professeurF. Reitel,a toujoursreçu le soutienactif du C.E.G.U.M.C'est par I'intermédiaire des recherchêsmenées par le Centre d'Études Géographiquesde I'Universitéde Metzque nous avons pu nouerles contacts indispensablespour mener à bien cettetâche. Ce travail est lorrain par son objet, il est messinpar sa nécessaire logistique. Que Monsieurle professeurF. Reitel, directeurde recherche, qui a contrôléle premieret assuréla seconde,trouve ici I'expressionde notre profondegratitude. Des excursionset communicationsorganisées en Franceet à l'étranger par I'Association Françaisede Karstologie,nous avons pu tirer une irremplaçableouveffure sur cettescience, alors que notre vision préalable était avanttout spéIéologique.Nous tenons à remerciertout particulièrement Monsieurle professeurJ. Nicod, longtempsprésident de cetteassociation, qui nous a tout naturellementapporté son expérienceet nous a permis d'acquérirde nouvellesméthodes de travailet de réflexion. Le départementde la Meuse a été le champ de nombreuxtravaux morphologiquesréalisés dans le cadre des recherchesmenées par I'Université de Nancy II. La qualité de ces investigationsdirigées par Monsieur le professeurJ. C. Bonnefont,ainsi que sesnombreux travaux personnelssur I'axe mosan,ont étépour nous une référence constante. Qu'il trouveici le témoignagede notrereconnaissance. C'est un autrenancéien, Monsieur le professeurR. Frécautaujourd'hui disparu, qui a guidé nos premiers pas en hydrologie. Monsieur J.-F. Zumstein,ingénieur hydrologue à I'Agence de I'Eau Rhin-Meuse,a assuÉla relèvede notreformation en ce domaine.Parallèlement, Monsieur S. Van Den Avenne, ingénieur hydrogéologueà la Direction Départementalede I'Agriculture de la Meuse,nous faisait profiter de ses II
recherchesappliquées et nousouvrait ses archives. Que tous deuxtrouvent ici I'expressionde notresincère gratitude. Le ServiceRégional d'Aménagement des Eaux de Lorrainenous a aimablementcommuniqué les résultatshydrométriques des stationsde Han- lès-Juvignyet Billy-sous-Mangiennes; tandis qu'à I'Agencede I'Eau, Monsieur P. Bombardenous ouvrait ses archivesclimatologiques et que l'équipe desjaugeurs nous aidait à l'équipementet au rodagedu bassin d'investigationde Delut. Le Laboratoirede GéographiePhysique (C.E.G.U.M.) et son encadrementa suivi pas à pastoutes les étapesde ce travail. Nous devons plus particulièrementremercier nos amis J. Corbonnois,F. Gras et M. Sarypour les longuesséances passées à pataugerdans les argilesgrasses de la Woëvre ou les eaux fraîchesde la Dalle d'Etain, et les fructueux échangesde vuesqui en ont découlé. MessieursR. Poinsaint,M. Chaoubet D. Françoisont rapidementet efficacementrepris la chargede la gestiondes stationshydrométriques et desanalyses de laboratoire. Figureset illustrationsde ce travail ont été réaliséespar A. Devos, S. Boutter,M.-P. Testevuide et V. Lignac.Nous les remercionstous pour cetteaide précieuse. Merci égalementaux spéléologuesde I'Union Sportivedu Bassinde Longwy, du GroupeSpéléologique des Ardennes,à MM. D. Harmandet J.-P.Beaudoin, pour leur participationaux explorationset aux fastidieuses séanceshivemales de prospectionet de cartographiede I'endokarst. Enfin, noustenons à rendrehommage à la famille Perjean,de Delut, chezqui nous avonstoujours trouvé porte ouverteet chaleureuxaccueil, ainsi qu'à MadameC. Neumannqui a assuréavec compétence, célérité et amabilitéla frappede ce travail. I
rNTRoDUcrroNcÉNÉnaLE 2
Depuis 1973, date de sa création, le Laboratoire de Géographie Physiquede I'Universitéde Mez (C.E.G.U.M.)s'est donné comme champ d'investigationle milieu lorrain. C'est donc tout naturellementque nos premièresrecherches se sont portéessur l'étude desprincipaux ensembles géomorphologiques d'une zoîe de contactentre Woëvre septentrionale et reversBatho-Bajocien de la cuesta de Moselle. Des prospectionsmenées peu auparavant,dans le cadre des activitésdu Spéléo-Clubde Metz',nous y avaientfait découvrirdes paysages originauxet entr'apercevoirla complexitédes processus morphogénétiques affectant cette zone de contact entre deux milieux lithologiques, I'un argileux,I'autre carbonaté. Deux circonstancesvont orienterinsensiblement la recherchedont nous présentonsles résultatsdans ce travail. La premièrea trait à notre rencontreavec le club spéléologiquede I'Union Sportive du Bassin de Longwy qui entreprenaità l'époque la prospectionet l'exploration du karst Bathoniende la Dalle d'Etain. La rigueur techniqueet I'ouvertured'esprit de ce club récemmentcréé allaient nous pennettre d'arpenter week-end après week-end les forêts de I'interfluve Loison-Othain,puis des secteursvoisins, et d'aborderenfin l'étude du milieu souterrain. Nous prenionsalors consciencede I'interdépendanceentre processus morphogénétiquesde surfaceet souterrains. La deuxièmecirconstance tient à la mise en route,par le C.E.G.U.M., en 1976,d'un plan de recherchesgéographiques sur I'espacelorrain, financé en partie par le Ministèrede I'EducationNationale (D.R.E.D.), et aux contactsnoués par le Centreavec des organismestels I'Agence de I'Eau Rhin-Meuseet le ServiceRégional d'Aménagement des Eaux de Lorraine. Les contratsd'études appliquées, passés avec ces organismes,allaient orienter durablementla vocation du laboratoirede géographiephysique et donnerune impulsionnouvelle à notre recherche. Tout en poursuivantet en élargissantà la Woëvre septentrionalenotre champd'investigation morphologique, nous le complétionsd'une dimension hydrologique.L'aide matérielleet techniquede I'Agence de I'Eau et de la D.D.A.F. Meusepermettaient de compléterl'équipement hydrométrique du bassin-versantdu Loison- réduit à l'époqueà la seulestation S.R.A.E.L. de Han-lès-Juvigny.Le virageétait pris, le C.E.G.U.M.s'équipait à sontour en matériel de terrain et de laboratoire,formait son personnelet nous permettait d'entreprendreune étude synthétiquedu bassin-versantdu Loison, de sescaractères morphogénétique, hydrologique et karstologique. Nous avons voulu guê, dans sa pratique, notre démarche reste essentiellementgéographique. Nous avons privilégié, dans la mesuredu possible,l'étude des relationset interactionsentre substrat, morphogénèse, climat, écoulements,en intégrantaussi les effets anciensou actuelsde I'actionhumaine. La morphogénèsede la Woëvreseptentrionale, flanc nord du synclinal de Luxembourg,est dominéepar deux grandscontrastes lithologiques. A I'ouest, I'ensemblecarbonaté oxfordien a donné la cuestade Meuse dominantla cuvetteargileuse de la plaine de Woëvre.A I'est, les argiles calloviennesreposent sur un deuxièmeensemble carbonaté,la Dalle d'Etain du Bathonien. Le développement,unique en Woëvre, d'un réseauhydrographique orthoclinal, rattachéà la Meuse par I'intermédiaire de la Chiers, est dépendantdes conditions lithologiques,tectoniques et morphologiques locales.La présenceou I'absencede dépôtsquaternaires conditionne, en liaison avec la nature des réservoirs aquifères,la dynamique des écoulements. Ceux-ci sont égalementmarqués par la présenced'un karst couvertqui conditionnela dynamiquede surface,laquelle pèse à son tour sur le développementdu karstet déterminedes modalités érosives originales. L'ensembleest placésous la commandeéminente du climat. tr a connu par le passédes modifications radicales dont I'impactsur la morphologieet I'hydrographiese lisent encoredans les paysages.A dominantetempérée océanique,avec toutefois une touche discrètede continentalitéet des particularitésliées à la dispositiondes grandeslignes du relief, il conserve aujourd'huiun impactfondamental sur les modalitésde l'écoulementet la morphogénèse. La première partie de ce travail présenteradonc I'originalité des facteurs géophysiquesde l'écoulement en Woëvre septentrionale: oppositionslithologiques imposées par les grandesphases de I'histoire tectoniquede la Lorraine septentrionale,hydrographie restée dépendante du bassinmosan, morphogénèse héritée d'une longueévolution dans laquelle le Quaternairejoue un rôle de tout premierplan. Nous termineronscette première partie par une revue despotentialités hydrologiquesd'un climat pluviométriquementversatile et thermiquement contrasté. La mise en exerguedes originalitésde la V/oëvre sepûentrionalenous pennet d'aborder, dans une deuxièmepartie, l'étude hydrologique du bassin-versantdu Loison. Par I'associationen un même ensemble 4
hydrographiquede milieux originaux, il paraît représentatifde la Woëvre sèptentriônale.Les donnéeshydrologiques disponibles permettent d'étudier les caractéristiquesdu régimedu Loison, et en liaison avec les donnéesdu complexe physique du bassin-versant,de préciser les modalités de l'écoulement.L'établissement de bilanshydrologiques - pour lesquelsdes propositions méthodologiquesseront faites - pennet de quantifier les pertessubies par les apportspluviométriques, et de préciserpogr chaque ôours d'eau, représentatifd'un milieu de la rù/oëvreseptentrionale, la répartitionde son abondanceentre écoulementde surfaceet écoulement souterrain. Dans la troisièmepartie de ce travail, nousmontrerons que la Woëvre septentrionalea vu se développerplusieurs types de reliefs et circulations hydrologiqueskarstiques. Nous développerons plus particulièrement l'étude du karst couvert de I'interfluve I oison-Othain,car il présenteune formation carbonatéeoriginale qui n'avait pasjusqu'ici retenuI'attention des chercheurslorrains, contrairementaux calcairesdu Bajocien et du Portlandien.Bassin-versant d'investigation représentatif de ce milieu de contactentre Woëvre argileuseet Pays-Hautcalcaire, le bassinde Delut servira de support à l'étude hydrodynamiquedu karst et à l'étude quantitativede l'érosion actuellementassistée par le kart. Ce travail n'est qu'un jalon dans la connaissancedes milieux géographiqueslorrains. Entre autreschoses, il ne représenteprobablement pasun modèlede moqphogénèseet de dynamiquehydrologique transposable à I'ensembledes karst lorrains. Il devra à I'avenir être confronté aux ensembleskarstifiés, connus ou moins connus,de la partie nord-orientaledu Bassinde Paris: Muschetkalkdu piedmontvosgien et du plateaulorrain, Bajociende la Haye et du Pays-Haut,Oxfordien dont l'étude est à mener, Portlandiendu Barrois mieux connu. 5
PREMIERE PARTIE
LE BASSIN DU LOISON DANS LA WOEVRE SEPTENTRIONALE 6
INTRODUCTION
La Woëvreest une grandedépression modelée par l'érosion dansles argilestendres du Callovien.Elle est dominéeà I'ouest par le talus de la cuéstade Meuseet bornéeà l'est par le plateaude reversde la cuestade Moselle. Des confins du plateaude Langresaux abordsde la dépressionpré- ardennaise,elle forme une frontière mouvanteentre les deux grandes artèreshydrologiques lorraines : la Meuseet la Moselle. La lutte pluri-millénaireà laquellese sont livrés ces deux cours d'eau s'est traduitepar d'importantsremaniements du réseauhydrographique qui ont laissédes traces encore visibles dans le relief Égional. DansI'histoire desrelations mouvementées qu'ont entretenuesMeuse et Moselle, la V/oëvre septentrionalea conservéjusqu'à ce jour des affinités mosanes,alors que le restede la WcËvretombait sous la coupemosellane. Dans le chapitre premier nous définirons les limites et les caractéristiquestopographiques, lithostratigraphiques et hydrographiquesde la Woëvre,puis nousprésenterons les grandstraits originauxde sa partie septentrionale. Dans le souci d'éclairer les conditionsrégissant l'écoulement, nous passerons ensuite en revue les facteurs morphostructurauxet hydrographiquesqui font du bassindu Loison- tributaire de la Meusepar llntermédiaire de la Chiers- un bassin représentatifde la Vfoëvre septentrionale. Entre les môles pluviométriquesdes Hauts-de-Meuseà l'ouest, de l'Ardenne au nord et du Pays-Hautà I'est, la Woëvresepûentrionale amorce la grande diagonalesèche de Lorraine qui ne s'interrompt qu'avec le piedmontvosgien. Nichée entre côte de Meuseet Pays-Haut,la ÏVoëvre septentrionale offre donc de forts contrastespluviométriques. Sur ces confins occidentaux 7
de la Lorraine, les premièrescuestas offrent une barrière aÉologique, frontière aux limites souventfluctuantes, sur laquelles'effectue la transition entre la douceurocéanique du bassinde Paris et les premièresrigueurs continentalesdu plateaulorrain. Dans le chapitre second nous aurons donc recours aux données météorologiquesannuelles, saisonnières et mensuelles,dont le traitement permettrade préciserles modalitésclimatiques des écoulementsdans le bassin-versantdu Loison. 8
CHAPITRE PREMIER
LE MODELÉ DU SUBSTRATUMET L'IMPLANTATIONDU nÉspa.u HYDROGRAPHIQUE 9
Iæ bassindu Loison s'inscritde par sescaractéristiques géographiques dansle cadreplus large de la Woëvreseptentrionale. Le flanc nord du synclinal du Luxembourga connu une évolution pa- léogéologiquequi introduit d'importantesmodifications lithostratigra- phiques.Le modelé,induit par les processusérosifs, permet de définir trois typesde milieux. Les Hauts-de-Meusecalcaires, aux sols squelettiques,sont le plus souventabandonnés à la forêt. L'érosion attaquantces reliefs a fourni des matériauxque I'on retrouvesur le pied de leurs talus argileux.C'était le Pays-sous-les-Côtes,jadis terrede viticultureet d'arboriculture,aujourd'hui bien souventabandonné à la friche ou reconvertien prairie. La dépressionde la Woëvre,terre humideaux sols lourds,tardivement défrichéeet colonisée,offre, elle ausside forts contrastes.I-es sols argileux, situésà proximité desvillages, sont réservésà la prairie,de mêmeque les fonds de valléesdans lesquels I'accumulation de gÈve calcairemaintient en perrnanenceune nappe d'eau subaffleurante.Les croupesà couverture limoneuseportent parfois des cultures,mais le plus souvent,elles sont, commeles zonesessentiellement argileuses, abandonnées à la forêt. Celle-ci occupeI'essentiel du territoire. Il faut que réapparaissentles affleurementscalcaires, annonçant le reversdu Pays-Haut,pour que se développeautour des villagesune zone culturale,ceinturée sur les buttesargileuses par la prairie et surtoutla forêt. Les modalités de l'écoulement dépendentbeaucoup plus des particularitésdu substratumet de la morphogénèseque de la couverture végétale,I'extension des forêtscaractérisant le bassindu Loison.Ce n'est donc qu'avec l'étude quantitativedes processusérosifs actuelsque nous aborderons,en troisièmepartie de ce travail, la descriptionet le rôle de la végétation. Cestrois milieux fondamentaux,Hauts-de-Meuse, WcËvre et interfluve Loison-Othaindoivent une partie de leur originalité à l'évolution du réseau hydrographiquesoumis à de fortes contrainteshydrogéologiques. L'alimentation de la Thinte est entièrementdépendante des Hauts-de- Meuse.Celle du Loison estplus complexecar il s'écouletantôt sur deszones argileusessur lesquellesles écoulementssont liés directementaux apports pluviométriques,tantôt au contactde blocs calcairesqui sont, selon les modalitésde la tectonique,aptes à fournir de I'eau souterraineou à capter les écoulementsde surface. t0
SEPTEI{TRI OilÂLE
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O Localités, rePènes
FEIIi rassif ancien Ë:r:Èl - Oxfondien s.s lllllllllllte"s"'ien, Raunacien) Argiles du. Callovien, T-1 ' l' I Bathonien mrneux
: Batho-Bajocien : à dminante calcaire
- - Are synclinal g- du Luxeilboung O ar eorc.
/1 de Doncourt Mangiennes \7 cte Brabant sur Meuse- Neuvilly en Argonne s./fl fl de Savonnières +t - -F Are anticlinal de Lorraine
44 Faille \- Front de cuesta
.....t B.V du Loison géologique (annexe I-1) - Tnacé de la coupe
o 5u. 1l
I - L'ORIGINALITÉ DE LA WOEVRE SEPTENTRIONALE (carte,figure I-1) 'Woëvre L'unité régionale de forme une dépressionde direction grossièrementméridienne, sur les confins occidentauxde la Lorraine. Elle est limitée à I'ouestpar le talusde la côteou Hauts-de-Meuse,et à I'est par la remontéedu plateaude reversmenant au talusde la côte de Moselle. Plus large dans sa sectioncentrale méridienne, elle seresserÏepour disparaîtrelorsqu'elle prend une orientationSE.-NW. (au nord) ou une orientationNE-SW (au sud).
1. Relief et structure de la Woëvre Des formesmolles et basses,façonnées dans des séries essentiellement argitreusesou mameuses,confèrent à la Woëvreson unité géographique.
a) Caractéristiquestopographiques Le relief de la Woëvre est une masseassez confuse d'échines surbaisséesentre 200 et 230 m d'altitude qui s'allongentparfois sur une dizainede kilomètresen directionde I'est. Le plus souvent,il est formé de simples interfluves étroits, tronçonnéspar un réseau hydrographique temporairequ'il dominede quelquesmètres à peine. cette étendue,apparemment inorganisée, se prolongepar un ensemble de collinesde quelqrresdizaines de mètresd'altitude relative, avant de passer à un plateaudont I'altitude se relèveplus ou moinsrégulièrement vers I'est et le nord, à 350-400m d'altitude: Ia limite topographiqueorientale de la \iloëvre est doncassez floue. Rien de tel à I'ouestoù le talusdes côtes de Meuseforme une barrière continue,dominant de 100 à 150m - parfoisun peu plus - la Woëvre. Ce talusest parfoisraide et court, souventcoupé de replatsallongés qui rejettentson front à l'ouest. Aussi cettebarrière, dont les altitudesfluctuent entre 250 m au nord-ouestet un peu plus de 400 m au sud-ouest,apparaît- elle généralementmoins impressionnanteque cellede Moselle. _ Sol plateaude reversest étroit, Éduit parfoisà 5 km, ne dépassantpas 20 km danstous les cas. Car, fait majeur,aucun cours d'eau d'importance ne circule_aupied de ce talus : la Meusea entaillé ce reversde Domrémy, au sud,à Dun-sur-Meuse,au nord. L'ensemble,ainsi décrit, affecte la forme d'un vaste croissant s'étendantsur 200 km environ de Neufchâteau,au sud, à Charleville- t2
Mézières,au nord-nord-ouest.Lithologie et tectoniqueexpliquent I'essentiel de cescaractéristiques topographiques.
b) contexte lithostratigraphique (coupegéologique, annexe I-1)
La Woëvre Elle est compriseentre deux ensembles carbonatés. Le premier est formé par les Hauts-de-Meusequi s'étendent principalementen rive droite du fleuve. n s'agit de la série attribuéeà I'Oxfordien, les subdivisions traditionnellesen Oxfordien,Angovien, Rauracien et Séquanienparaissant toutes théoriquesen raison de lacunes faunistiquespennettant des attributionscertaines. Aussi voit-on fleurir une foule de dénominationsde facièslocaux dont le synchronismen'est pas toujours assuré. Schématiquementon peut définir trois ensemblesqui sont de bas en haut :
- l'Oxfordien inférieur ("Oxfordien") à dominantemarno-gréso- siliceuse(les argilesà Chailles)devenant plus franchementcalcaire dans la partie supérieure(Oolithe femrgineuseet ses équivalents latéraux), - I'Oxfordien moyen qui, sur une base argileuseou marneuse, développe un puissant ensemble de calcaires renfermant d' importantsdéveloppements corollaires (Argovo-hauracien) - I'Oxfordien supérieur(ex-Séquanien) reproduit le mêmeschéma avecune dominanteargileuse à la base,calcaire au sommet.
Cette organisationen méga-séquences,à dérive positive (J. Hilly, B. Haguenauer1979), traduit une successionde pulsationsmarines de type transgressif. Le deuxièmeensemble carbonaté est formé par la côte de Moselle et son plateaude revers. Le Bajocien proprementdit n'intéresseque très ponctuellementla Égion que nousétudions. En revanche,le Bathonienqui le surmonteaffecte les confinsorientaux de la WcËvre. Il <
Cetteséquence se subdivise de basen haut :
- en Caillasseà Anabacia(ensemble de calcairesargileux d'aspect conglomératiqueou noduleux), - en Marnesà rhynchonellesinférieures (marne noirc ou grise), - en Caillasseà rhynchonelles(marno-calcaire), - en Marnesà rhynchonellessupérieures (mame noire ou grise).
I-e passageà la séquencedes argiles de la Woëvre(Callovien) se fait le plus souventsans transition Les Argiles de la Woëvreprésentent sur 150à 200m d'épaisseurune masse pratiquementindifférenciée de marnes non indurées à petites intercalâtionsdécimétriques calcaro-gréseuses : la Woëvreproprement dite ne se résoutdonc pasuniquement à la séquencecallovienne, mais s'étend versl'est auxfaciès argileux et marneux'duBathonien. La Woëvre est donc une région naturelledont la "géométrievariable" est régléepar les variationsde faciès du Bathonienet dansune moindre mesurèdu Bajocien,d'une part, et les variationsde facièsde I'Oxfordien d'autrepart. En fait, cesvariations de facièset d'épaisseurdes séries lithostratigra- phiquesont été contrôléespar les grandstraits de l'évolution du bassinde Paris et les particularitésde la tectogénèsesur la bordureorientale de ce dernier. L'histoire sédimentairede la Lorrainepeut ainsi se résumeren deux grandesphases (J. Hilly, B. HaguenaueiL979):
unephasd continentale jusqu'au début du Trias (Bundsandstein), une phase marine qui débute avec I'invasion graduelle de la Lorraine par la Mer Germanique(Muschelkalk).
Du Jurassiqueà la basedu Crétacé,la Lonaine est donc annexéepar le Bassinde Paris.Mais <(toute la tectoniquedu revêtementsédimentaire de la Lorraine est étroitementtributaire de son soubassementancien >. Trois grandesrégions æctoniques se partagentla bordureorientale du Bassinde Paris (J. Le Roux 1980,P. Steiner1980) : - La région nord, qui correspondau substratumardennais, est occupéepar deux compartimentsi ' * le compartimentardennais surle flanc nord du GoHeou synclinal du Luxembourg,peu affectépar la tectoniquecassante, t4
* le compartimentmessin sur le flanc sud de ce synclinal.Il est haché de failles N30oE, puis de failles NSo à- N60"E parmi lesquellesla Faille de Metz [ui amorcela transitionavec la Égion suivante. - Une région centraleformée par le compartimentnancéien, sur le faîte et le flanc sudde I'anticlinal de Lorrainejusqu'à la faille E-O de Vittel, au sud de Neufchâteau.Elle est caractériséepar une abondantefracturation SSE-NNOd'aspect généralement courb et plusieursfossés d'effondrement d'axeNE-SO. - _urr région sud, dépouryued'accidents importants et qui échappeau cadrede cetteétude (compartiment bourguignon). Sur la bordurenord de la Vy'oëvre,< on assisteà des "transgressions relatives" toujours tronquéespar de petites régressionset des-lacunes, traduisantainsi en termede facièsde bordure,les petitsmouvements positifi du socleardennais > (Notice de la cartegéologique à l/50.000eRaùcourt- et-Flaba,1982). D'autre part, cette région fait figure de plate-formecarbonatée stable qui voit se développerune sédimentationcaractérisée par desfaciès de haute énergie:
- le Bathonienest essentiellementcalcaire, - la basedu Callovienégalement, comme nous avonspu le constater avec D. Harmanden Forêt de Jaulnay,sur la rive gauchede la Meuse, au niveau de I'inflexion vers I'ouest des auréoles sédimentaires, - le sommet du Callovien devient calcaro-marneuxet passe insensiblementà la gaizeoxfordienne. Ce sont des calcaiieset marnessilicifiées de 40 m d'épaisseurqui constituentla cuestade I'Oxfordien inférieur.L'Oxfordien supérieurtronqué donne une deuxièmecuesta, moins marquée que laprécédente.
En liaison avec la présencedu massif ancien,on assistedonc à une réductionimportante de la puissancedes formationssédimentaires et à leur indurationPal carbonatationet silicification: la dépressionde WcËvrese trouve donc réduiteà une bandede terrain étroitequl disparaîtau sud-ouest de Charleville-Mézières. Fis. I-2 15
Les variations d'épaisseursdu Jurassiquemoyen le long des affleuiementsde l'-est du bassin de Paris (J.Le Roux). in Synthèsegéologique du bassinde Paris.
Dalle d'Etain so ËEGII'-p""il
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La figure I-2 montre que les régions tectoniquescentre et sud développentégalement une importanteplate-forme carbonatéequi se traduit :
- par I'envahissementdes Marnesà rhynchonelles(Bathonien) par desfaciès carbonatés (Calcaires cristallins, puis Calcairescompacts de Chaumont) - par I'envahissementdu Callovien moyen et inférieur (Dalle nacrée)par les calcaires(J. Hilly, B. Haguenauer1979).
La Woëvrese resserre,là encore,en un minceliseré au pied de la côte de Meuse. En revanche,I'activité tectoniquesynsédimentaire du synclinal du Luxembourgse traduitpar:
- un épaississementdes sériesdéposées (200 à 250m pour le Callovienpar exemple) - la prédominancede faciès détritiquesterrigènes au Bajocien inférieuret moyenainsi qu'au Bathonien.
C'est danscette régionque la continuitédes faciès du Bathonienau Callovien est la plus significative,et que la Woëvreprend $onmaximum d'extension(Figure I- 1). Pourtantsur le flanc nord du golfe du Luxembourgs'individualisent desmodifications qui déterminentI'originalité de la Woëvre septentrionale.
La Woëvre septentrionale C'est en effet à peu de distancede I'axe du GoHede Luxembourg,sur son flanc nord qu'apparaissentles premièresmodifications lithostratigra- phiquesqui s'épanouironsle long de la bordureardennaise. Nous appelleronsdonc Woëvre septentrionalela région situéeau pied de I'escarpementOxfordien, sur le flanc nord du synclinal du Luxembourg. Pour les besoinsde l'étude,nous la limitons à la rive droite de la Meuse, nous réservanttoutefois de faire référenceà des observationsponctuelles sur la rive gaucheproximale du fleuve. L'originalité lithostratigraphiquede la \ùfoëvreseptentrionale tient en I'existencede trois grandsbinômes associant un ensemblede rochesdures perméablesà un ensemblede rochestendres imperméables (Figure I-3 et annexeI-l): T7
Figure I-3 : LITHOSTRATIGRAPHIEDE LA IaOEYRESEPTEIITRI0IIALE
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- le premier binôme est formé par I'Oxfordien supérieur (ex Séquanien).Il est mis en valeurpar I'entaille de la Meuse. En rive gauche,les calcairesà Astartes(J7b) reposantsur une série à dominanteargileuse (partie supérieurede J7a)constituent le versant de la vallée. En rive droite, I'ensembleplus soulevé(faille ou flexure au droit de la Meuse)a été décapêd'une partie des calcairesà Astartesqui arment toutefoisencore certains sommets du plateaudes Hauts-de-Meuse. Sur cette rive, le versant de la vallée, plus fuyant, est entrecoupéde replats structurauxdans sa partie inférieure(affleurcment des calcairesde la partie inférieure de I'Oxfordien supérieur,J7a, et des calcairesde la partie supérieurede I'Oxfordienmoyen, J6-5). La conservationde cet ensemblelithologique, dans ce secteur septentrional,semble liée à la présencede I'axe synclinal de Brabant- Neuvilly (figure I-1).
- Le second binôme est formé par la masse des calcairesde l'Oxfordienmoyen reposant sur les épaissesséries à dominanteargileuse de I'Oxfordien inférieuret du Callovien.Cet ensembleconstitue I'ossature de la Cuestade Meuse(plateau, talus et dépression).
Sur 80 à 100m d'épaisseur,I'Oxfordien moyen (J6-5) connaît d'importantesvariations de faciès liées à l'existencede deux importants massifsrécifaux - massif de Verdun (J. Hilly, R. Haguenauer1979) et massifde Dun-sur-Meuse- encadrantun couloir interrécifal. La partie supérieure(plateau et moitié supérieurede la côte) est formée <
d'ailleurs- qu'en Woëvre septentrionaledont elle représenteune des grandesoriginalités. Sous ce Callovienmoyen, les argilesinférieures ont environ 35 m de puissanceet sontarmées par quatreou cinq bancsindurés lumachelliques,coquilliers, sablo-gréseux ou marneuxdécimétriques : les "Pierre d'Eau" de la terminologielocale (P.Gamez,M. Sary 1979).l-e Callovien supérieurreprésente encore 60 à 70 m d'argiles sableusesdans lesquellesles indurationssemblent plus rareset plus discontinues. - Le troisièmeet dernier binômeintéresse le Bathonien.Il constitue I'amorcedu Plateaudu Pays-Hautoù s'entaillentI'Othain et la Chiers. Essentiellementargileux à marneux ailleurs, il voit en Woëvre septentrionaleles Mamesà Rhynchonellessupérieures (J2c-bl) se charger rapidementen calcaire.Depuis Etain, I'envahissement gagne vers le nord et I'ouest pour former la Dalle d'Etain (J2c-b2): calcairesoolithiques à coquilliers,parfois sableux ou spathiquesde 30 à 40 m d'épaisseuret peut- être plus encoreen rive gauchede la Meuse.Seule, la basereste encore marneuseet argileuse(Caillasse à Anabacia,J2a) sur le Bajociensupérieur calcaire(Oolithes de Vionville et de Jaumont,JLc2et Jlcl). Au plan lithostratigraphique,la Woëvre septentrionaleprésente I'originalité d'un milieu de transitionentre une zonecentrale essentiellement argileuseet marneuse(synclinal du Luxembourg)et deszones distales où la Woëvredisparaît par invasionde sériescarbonatées. En liaison avecdes caractéristiques tectoniques régionales, la V/oëvre septentrionaleprésente une originalité fondamentalede par son réseau hydrographique.
2. Hydrographie de la Woëvre La Woëvre septentrionalecombine au plan hydrographiqueun ensemblede caractéristiquesqui, replacéesdans l'évolution paléo- géographiquedu bassinde la Meuseet dansl'évolution tectoniquede la Lorraine,en font un milieu unique.
a) Hydrographie du bassin de la Meuse lorraine La figure I-l montrequ'au cours du Quaternaire,la Meusea perdu, entre autres,la quasi-totalitédes affluents qui lui parvenaienten rive droite, à traversla Woëvre et la côte oxfordienne: tous les entonnoirsde percée cataclinalesitués dans I'axe de I'anticlinallorrain sont aujourd'hui délaissés. Seulela Creuë,ruisseau insignifiant, traverse encore les Hauts-de-Meusepar la trouée de Spadaà l'extrémité sud du synclinal de Luxembourg.A I'extrême sud, dans la région de Neufchâteau,le Mouzon et le Vair 20
empruntentencore la percéecataclinale du fleuve ; I'Aroffe lui apporte égalementsa contributionà I'amont du Val de I'Ane par lequel le réseau mosanrecevait jadis la Moselle. Mais cesquelques apports actuels ne doiventpas faire illusion :
- car le Mouzon se perd partiellementdans le Bajocien (P.L. Maubeuge1980), car le Vair se perd partiellementdans le Domérien(C. Cammal 19Sl) puis dansle Bajocien(M. Dumontier1959), - car I'Aroffe a déjàperdu I'essentiel de sonbassin-versant bajocien au profit de la Moselle(P. Gamez 1985), - car la Haute-Meusese détourneprogressivement vers la Moselle par un écoulementd'inféro-flux associantsa nappealluviale aux grouinespériglaciaires et aux alluvionssiliceuses de la moyenne terrassede la paléo-Moselle: < le Val de I'Ane représente,de nos jours, le coursde captureen voie de développementde la Meuse par Moselle (B.Haguenauer,J. Hilly 1987). la " Par contr€, <(au nord de la trouée de Spada,la cuesta de Meuse (dépourvuede percéescataclinales) a toujours constitué,semble-t-il, un obstacleà l'écoulementdes eâuxvers I'ouest>> (D. Harmand1989). Nous sommeslà sur le flanc nord du synclinal du Luxembourg,compartiment tectoniqueardennais. Un certainnombre d'arguments pris dansle bassinsupérieur de I'Orne prouventtoutefois, qu'ici aussi,la Moselles'est montrée conquérante vis-à- vis dela Meuse. L'existence d'une armatureindurée dans le Callovo-Oxfordien, formant la basede la côte de Meuse,a permis la conservationde quelques niveauxd'entaille anciens.Mais leur raretéet I'absencede dépôtsconélatifs montrentque < - par l'absencepresque totale de formesdu Quaternaireancien, si ce n'est en bordureimmédiate de I'Orne, - par la quasi-absenced'affleurement du Callovien,témoignant de la raretédes formes d'érosion, - par la présencede trois épandagesde matériauxpériglaciaires - Q2, Qla et Qlb - attribuésrespectivement au Riss II, V/iirm ancienet récent, 2l - par I'agencementde ces épandagesen une zone d'accumulation amont à matériaux emboîtés,et une zone de transit aval à matériauxétagés. Les auteursrapprochent ces caractéristiquesmorphologiques des caractéristiqueshydrographiques du réseauactuel : - il estanaclinal en directionde I'est, - il possèdedes portions de coursamonts orthoclinaux de direction méridienne. Cet ensemblede faits témoigne de la difficulté rencontréedans l'évacuationdes sédimentsvers un niveaude baseaujourd'hui lointain (la Moselle)et permetde penserque <(I'Ome et sesaffluents (Longeau, Yron) devaientformer un réseauorthoclinal au pied de la côte de Meuse,comme le sont encorela Thinte et le Loison dans la Woëvre septentrionale>>. [æ dérnembrementde ce paléo-réseauserait attribuable au Riss II. Sur le flanc nord du synclinaldu Luxembourg,le bassin-versantactuel du Loison seraitI'unique témoin atrophiéd'un drainageorthoclinal de la Woëvre. Si l'étude morphologiquemet les faits en évidence,c'est l'énrde tectoniquequi en révèlele moteur. b) Rôle de la tectonique dans le démembrement du bassin de la Meuse Depuis la fin du Secondaire,la Lonaine vit une phased'évolution continentale; le Bassinde Paris,sur la margeorientale duquel se situela région mosane,décline, alors que s'individualiseen son centreet à sa droite un Bassincontinental Rhénan (8. Haguenauer,J. Hilly 1987). L'affirmation de cettenouvelle phase de continentalisationse traduit : - par un bombementthermique génêrantun vaste plan incliné SE-NO sur lequel s'installentle réseauhydrographique lorrain d'axe méridien (Meuse, Moselle, Meurthe...) et la surface d'érosionoligo-miocène (J. Tricart L952), - par le soulèvementde I'Ardenneet de ses confins méridionaux jusqu'aux Hauts-de-Meuse(J. Foumiguet,C. rJ/eber1979), - par la subsidencedu fosséalsacien (Eocène-Oligocène) puis du bassinde Mayence(Néogène). Fig.I-4 RELATIOI{ENTRE LES CAPTURES ET LE SOULEVEMENT ACTUELDU BASSIN DE LA MEUSE(d'après FOURNIGUET' 22 lglg, in D.HARMAND,l989,adaPté). 23 La figure I-4 montre que I'individualisationd'un bassincontinental rhénan: - entraîneune dégradationaltitudinale des hauts bassins de la Seineà ceuxde la Meuseet du Rhin (par la Moselle), - provoquedu Quatemaireà I'actuel une suite de capturesdans lesquellesles processusd'écoulement souterrain - karstiqueen particulier- jouent un rôle majeur. D'aprèsD. Harmand(1989), cet enchaînementde capturesserait plus récentà I'ouestde la Meuse,plus ancienà I'est; plusavancé du synclinaldu Luxembourgau synclinal de Savonnièresqu'au sud de ce dernier; pratiquementnul en Woëvre septentrionaleoù <(le bassin-versantde la Chiersreprésente les vestigesd'un paléo-bassindémantelé dans sa partie méridionaleau quatemaire>>. c ) Originalité du réseau hydrographique en VYoëvre septentrionale Nous pensonsque le maintiend'un réseaud'alimentation mosan en Woëvreseptentrionale et dansson prolongementoccidental en rive gauche du fleuve seraitdû à une conjonctionde facteursfavorables. Pour ne prendreque le casde la Chiers,dont dépendle Loison,il est clair que I'inadaptationlithologique de la plus grandepanie de son coursne représentequ'un aspectd?une réalité plus complexe. A I'amontde la confluenceavec la Crusneson peutenvisager une pré- adaptation(P. de Béthune1964) du courssur les facièstendres des Mames à Rhynchonellesgarnissant encore à peu de distanceI'axe du synclinal Doncourt-Mangiennes.Indépendamment de son adaptationau pendage généralNE-SO, il est patentque la quasi-rectitudede son tracêsouligne I'influence de déformations,car <(I'absence de pointement du Lias à Viviers-sur-Chiersne peut s'expliquerque par descomplications locales des courbesde niveaugéologiques. Il est possibleque desfailles aientéchappé à I'observation>> (notice de la cartegéologique 1/50.000e Longuyon-Gorcy, re6e). Cette adaptationse déduit ensuitede façon certainedes affleurements de couches-repèresde partet d'autrede savallée : I'existenced'un palierde flexure lui permet de couler alors à contre-pendagejusqu'à ce qu'elle atteigneles couchestendres du Lias à proximité d'entonnoirsde percées cataclinaux(le Ton, la Thonne...). 24 La Chiers profite ensuitede < CONCLUSION La Woëvre septentrionaleapparaît donc aux confins occidentauxde la Lorraine commeun milieu original,reflet d'une évolutionliée à I'histoire lithostratigraphiqueet tectoniquedu Bassin de Paris, puis du bassin continentallorrain. Il en résulte le maintient d'un réseauhydrographique orthoclinal relictuel uniqueen Lorraine,ayant échappépour I'essentielaux captures subiespar la majoritédes affluents de rive droite de la Meuse. L'organisationdes séquenceslithologiques pennet d'opposertrois grandsensembles de reliefs,Hauts-de-Meuse, Vy'oëvre et interfluveLoison- Othain assurantla transition avec le revers bajocien (Pays-Haut).Les conrrastesde perméabilitéet d'imperméabilité,multipliés par les caractéris- tiques faciologiques,permettant, nous le verrons,le développementde karsts. Par sa situation,par ses caractéristiqueslithostratigraphiques, tecto- niques,géomorphologiques et hydrographiques,le bassin-versantdu Loison paraîtreprésentatif de la Woëvre septentrionale. 25 II - LE BASSIN DU LOISON La structurede la Woëvre septentrionalea permis de définir trois ensemblesde reliefs,les Hauts-de-Meuse,la Woëvreet I'interfluveLoison- Othain.Chacun de ces trois milieux se caractérisepar un modeléet une hydrographieoriginaux (cf. coupeet cartegéologiques, annexes I-1 etl-z). L. Les Hauts-de-Meuse Ils constituentun relief de côte imposantdéveloppe dans la puissante masseoxfordienne (200 à 250m) essentiellementcalcaire. L'élaboration de ce relief ne peut être appréhendéeque partiellement.Il apparaîtcependant que son évolutionest étroitementliée à I'organisationdes écoulements souterrains. a) La surface "fondamentale" et son entaille I-essommets des Hauts-de-Meuse < , - la dissectionpuis la disparitiondes lambeaux de "Séquanien"au nord de Damvillers sur un probable axe de relèvementdes couchesà I'approchede l'Ardenne,alors qu'ils sont continusen rive gauchede la Meuse; ils s'y situent une cinquantainede mètres en contre-bas de la surface infra-crétacée dont 26 I'exhumation est postérieureà l'établissementde la surface fondamentale, - la présenced'un dépôt non carbonaté(grès femrgineux) que D. Harmand,qui le redécouvrait,comme nous-mêmesaprès Buvignier(1852), a baptisé"Formations résiduelles du plateaude Sivry-sur-Meuse.Situés sur un replat "Argovo-Rauracier",à proximité des derniersaffleurements de "Séquanien",ils sont restés piégés pour partie dans deux rondvaux dominant les entonnoirsanaclinaux d'Ecurey et Bréhéville. Puis ils ont été épandussur les glacis de la Woëvre,où ils sont portés,à tort, commePierre de Stonne,par la cartegéologique Stenay, - la présenceà I'est du bassin-versantdu Loison de cetæPiene de Stonne, faiblement associéedans la région de Brandeville- Bréhévilleaux grès femrgineux.Elle représented'après Tricart < des débris des formationsd'altération de la surfaceoligo- miocène...Les sommetsautour desquels on les trouvesont dérivés de la surfaceque la Pierre de Stonnejalonnait >>.Son élaboration se situeraitd'après L. Voisin (s.d.) dans<< une vastepériode de probabilité chronologiqueallant du Thanétien supérieurau Burdigalien>> : elle dateraitdonc bien la surfaceoligo-miocène. Toujoursd'après cet auteur,la restitutiondes paysages associés à la formation de cet éluvium donneraitune zone de piedmont,de ralentissementdes écoulementsen milieu aride ou semi-aride < Les étapesde ce dégagementne peuventêtre retracéesavec précision, faute d'indices suffisants.Si I'on retrouvesur le talusplusieurs replats, ceux-ci semblentliés aux particularitésde la structure. Indépendammentdes petits replatsliés sur les sommetsaux zones calcaireset lumachelliquesdu "Séquanien",on note la présencede cinq replats: - le premier correspondau contact des argiles de base du "Séquanien"sur les Calcairesen plaquettes, - les deux suivantssont liés au développementvariable des zones coralliennesde "l'Argovo-Rauracien".Présentes vers le sommet du "Rauracien",elles donnentun premierreplat vers 340-350m d'altitude (figure I-5b) ; absentes,c'est la nature du faciès (oolithiqueou crayeux,à nodulessilicieux ou pas)des Calcaires en 27 plaquettesqui donnede petits ressautssur le glacis menantau deuxième replat corallien (figure I-5a), vers 300-320m d'altitude, - le quatrième replat ne se développeque lorsqu'il existe, au sommetdes argiles à Chailles,le facièsde I'Oolithe femrgineuse (figure I-5b). Sinon,c'est la basedes argilesà Chaillesqui fait figure (grâceà sesintercalations de calcairesgréseux silicifiés) d'horizons résistantssur les argiles plus tendresdu Callovien. C'est le cinquièmereplat qui raccordele pied du talus à la dépressioncallovienne. Quelquesreplats de I'Oolithe ferrugineuseportent des dépôtsde grève (figure I-5b) conélatifsde processusérosifs de type périglaciaire.Qu'elles aient été préservéessur les éperons séparantles entailles anaclinales pennettraitd'en faire des témoinsdatables du dégagementde la cuesta.Il seraittentant d'y voir - comptetenu de leur altituderelative de +50-60m par rapport à la Thinte - des grèves du Quaternaire ancien (J.C. Bonnefont1975a); mais : - elles semblentd'abord liées à desreplats structuraux, - le Riss et le Wûrm ont pu générer ce type de dépôt (J. C. Bonnefont1975b), - il est impossible,compte tenu des conditionsde gisement,de savoirsi ellesdonnent des éboulis ordonnés ou non, s'il existeen leur sein des zonesd'encroûtement ou deshorizons d'altération, paléosolsbruns ou rubéfiésinterglaciaires ou interstadiaires,qui seraientéventuellement cryoturbés. Il est toutefoispossible que ces niveauxstructuraux aient pu servir de palier dansl'enfoncement du réseauhydrographique dégageant la cuesta, comme tendraientà le démontrerles deux rondvaux d'Ecurey (figures I-6a-b). Il s'agit de formes caractéristiquesd'une érosionlatérale prédomi- nante: hémicyclesqui se ressèrentà I'aval et se prolongentpar un étroit ravin qui dissèqueles calcairesdu talus avantde s'élargir en entonnoirdans les facièsplus tendresde l"'Oxfordien" et du Callovien.Le ruisseauI-e Har- bon naît dans le tiers inférieur de cette gorge de raccordementet vidange I'aquifère oxfordien au contactde l'Oolithe femrgineuse.Le plancherdes rondvaux est bloqué sur les calcairescoralliens du "Rauracien" à 325-330m d'altitude ; il est dominé par des sommets"séquaniens" en partieréduits par l'érosionà 388m d'altitude; il n'est plus parcouruque 28 par un ruissellementépisodique. Il existedonc bien des traces d'entailles que la surfaceoligo-miocène dégradée domine d'une cinquantainede mètres. Il est tentantde rapprocherces entaillestapissées de grès femrgineux du niveau de terrassen7 (très haute terrasseinférieure) défini par D. Harmandpour la valléede la Meuse: - même altitude relative (+ 130m par rapport à la Thinte), - faible encaissementdans les plateauxde I'Oxfordien, - formesaujourd'hui figées dans lesquelles il ne semblepas rester d'apportvosgien. Elles témoignentde I'anciennetédu réseauhydrographique anaclinal ayantimpulsé le processusde dégagementde la cuesta. En dépit de I'importantecouche tendre qui forme son soubassement,la côte oxfordiennede V/oëvre septentrionalene semblepas avoir fortement reculé (figure I-1) : - depuis la haute vallée du Longeau,le tracé du talus, bien que festonnéd'entailles anaclinales, est pratiquementrectiligne jusqu' à I'inflexion de Dun-sur-Meuse,alors qu'il sinueplus amplementet présente des buttes-témoinset des entonnoirs de percées cataclinalesplus au sud, - les buttes-témoinsde Damvillers sont à deux kilomètresdu talus (annexeI-2) et les Jumellesd'Ornes, en limite sud du bassin- versant,sont encorerattachées par un pédoncule"oxfordien" à la cuesta. Un complexede facteurspermet d'expliquer ce recul modestesur le flanc nord du synclinalde Luxembourg. L'épaisseurde la couchetendre formant le soubassementde la cuestaet I'existenced'un réseauhydrographique orthoclinal devraient garantir un rccul rapidede la cuesta. Mais en contrepartie: - les Argiles à Chailles sont induréeset forment souventun replat au pieddu talus, - les Argilesde la'WcËvresont moins épaisses que plus au sud,et la sériebathonienne est elle-mêmeindurée (Dalle d'Etain), - le développementdes faciès coralliensassure localement une armatureaux sériescalcaires oxfordiennes, 29 UE =ro L (5 ! o I t@ L ; UI r 6l =a -lUI UI I r ol FI t\ t I ,\, I F z \ \ ,\'\ L I ?l I sl .t .Ft \,\' )U ql tf :l '\ :l ,\ ol F L ot o \1 æ $\r \ = lf U -o oo =O.- ,\,I I ÈE =f r L o qJ I L 2 - Èf - )é c, o 6 9'F E> L L .L oq H8r 6> g o r L OL EQJ t CU 'o ,o) o o6 o Ee ,F= 6 30 Figure I-6o: IOIIDVAUXET EPAH0AGESDE L'EllT0lltl0lRAI{ACLII{AL D'ECUREY Ell VERDUT{OIS LEGENOE '3r3 Altitude AlIORD !3co Courbede niveau C I Vallon i significatifs du front L-s t.Elérænts' - ,fÉ de cuesta v \, RePlat structural te<-& t{,/ €f L (.. Rondvaux t tus" lliveau QA Qvi iÊ/ r- Coupefi9.I-7b rél Niveau QII lil iliveau QI o 5Qo lQoon ' I \'_- ) ll) .\ / .194 t|/ ,t , a\ d-- ?'^\ Zr<;. 'Ecuneyi d'Ecuney C7 ^ LL- g;g t$": Ë". % l è-- e i@ Figure I-6b: COUPEDU FROtlT DE CUESTA DU Atr. ROIIDYAUXDU CHA,ilPDES GRUES A t ,nampdes Grues ECUREYEI{ VERDUI{OIS 0uest Est 350 Ecureyen Verdunois 300 250 - .a - LéJende: cf. finure l-3 31 - I'ondulation synclinalede Mangiennes,relayée par celle de Brabant-sur-Meuse,a pu offrir une situationd'abri relatif vis-à- vis de l'érosion, et le réseauorthoclinal a étédécapité (Ome). A I'exceptionde la Thinte, il couletÈs en avantde la cuesta,au contactdu Bathonien (I.oison,Othain). Conditions lithologiqueset hydrologiquesexpliquent donc pour I'essentiella faiblessedu reculdes Hauts-de-Meuse dans le bassindu Loison. b) Le rôle de I'aquifère oxfordien Il convient maintenant de préciser les caracté,ristiques hydrogéologiquesdes calcaires oxfordiens. Le rôle prééminentde cette massecarbonatée a déjà été démontré: < pendage; danstous les caselles seperdent immédiatement de façon diffuse au sommetdu "Rauracien" Il apparaîtdonc à l'évidenceque le massifoxfordien de rive droite de la Meuseest diversementdiaclasé, fissuré, mais probablement peu karstifié. L'exploitationdes forages d'essais en recherched'eau montre en effet: - que transmissivitéet perméabilitédes calcaires"argovo- rauraciens",sont meilleures sous couvert alluvial en fond de vallée mosane(T = 1,5.10-2m2ls; K = 1,8.10-3m/s ; J. Ricour r976), - qu'ellesbaissent sur les Hauts-de-Meuse(T = 1,5.10-3m2ls ; K = 10.-5m/s ; documentsinédits D.D.A.F. Meuse), - que la plus grandepartie descalcaires traversés depuis le faîæ de la cuestaest dénoyé(90 m de calcairesau sondagede Fleury- devant-Douaumontà la latituded'Etain). Sous les alluvions du val de Meuse,les phénomènesde détente mécaniquede la rochepourraient expliquer une plus grandefréquence des lithoclases; mais la traverséed'une énormemasse carbonatée ne donnerait que deseaux trop peu agressivespour développerun véritablekarst. Mais I'argumentessentiel tient au fait qu'il est difficile d'appliquerà I'Oxfordien le modèle de karst couvert qui semble être la norme en Lorraine (P. Gamez - M. Sary 1979, A. Durup de Baleine 1989, J. P. Beaudoin1989). Le relèvementquaternaire de I'Ardenne,favorisant la dégradationde la surfaceoligo-miocène, et la surimpositionde la Meuse dans le massif oxfordien auraientainsi privé la cuestad'une couverture imperméablesusceptible de concentrerdes écoulementsaériens agressifs et de générer un karst d'importance.Sauf peut-êtrelorsque le réseau hydrographiqueentaillait à peinele "Rauracien". Un indice est fourni par D. Harmand (1992) qui signale un remplissage<. à 6 km à I'ouestde Dun-sur-Meuse,dans les Bois de Nouard et de Tailly, sur le front de la côte de Meuse à 275-280m, + 100- 105m >, piégédans deux dépressions circulaires d'origine karstique; cette formationpossédant des affinités avec des dépôts wealdiens remaniés, issus du bassinde la Chiers. Si les inteqprétationsétaient vérifiées, il conviendraitde réexaminerles rondvaux d'Ecurey sous I'angle d'un héritage karstique datant du Quaternaireancien, et admettrequ'au Quaternairerécent le karst n'a pu continuerà se développer.I-e problèmesera repris dansla troisièmepartie de ce travail. 33 Enfin, on ne peut s'empêcher d'appliquer à l"'argovo- Rauracien"/"Oxfordien",le modèle hydrogéologiquedu "Séquanien"/ "Rauracien"(supra). Dans ce cas,il faudraitadmetffe que I'impluvium formé par les replats carbonatésdu talus alimenteraitpréférentiellement la Meuseau détrimentde la Thinte : - le bassinde la Meuse seraitdonc souterrainementconquérant en rive droite,comme il I'est déjàen rive gauche(supra), - le fleuve devrait I'augmentationspectaculaire de ses débits spécifiques,non pas aux caractéristiqueshydrogéologiques de I'aquifèreOxfordien, mais au fait qu'il empiètesur le bassin- versanttopographique du Loison via la Thinte, - les mêmescauses produisant les mêmeseffets, il faudraitredéfïnir les limites des bassins-versantsde I'interfluve Meuse-Woëvre depuisDomrémy ! Les Hauts-de-Meusedans le bassin-versantdu Loison se caractérisent par un modeléd'entaille ancienet fortementlié aux conditionsimposées par la structure. Leur talus est profondémentincisé et échancrépar un réseau hydrographiqueanaclinal qui témoigne: - d'un reculde la ligne d'émergencesvers I'ouest, - du pouvoir attractif qu'exercelocalement la Meuse,au travers d'une minceparoi calcairequi n'assurcpas un rôle d'écransur le flanc occidentalde la Woëvreseptentrionale. Les éperons,qui s'avancentaujourd'hui entre chaqueentonnoir anaclinal,sont témoinsde I'ancien tracéde la cuesta.Ils n'évoluentplus actuellement,car ils sontdéconnectés de la napped'eau oxfordienne.En ce sensils prouventle faible recul subi par la cuesta. Si cette évolution régressive,très ponctuellementlocalisée, se poursuivait,on assisteraità un assèchementdu val de Thinte ou à une modification du sensdes écoulementsaériens : les entonnoirsaujourd'hui anaclinauxdeviendraient des entonnoirscataclinaux et la Meuseréaliserait ainsi la capture d'un de ses affluents. Avant d'étudier la dépression orthoclinale,signalons simplement que cettehypottrèse mériterait que soient réexaminéesles percéescataclinales du centreet du sud du massifdes Hauts- de-Meuse. 34 Fig.I-7a PROFILEN LONG DE LA THII{TE Raude la Bergerie Raude Reville Raude Prelle Raude Flabas * ++* Raudes Vaux * F Le Loison Le Harbon d'Etraye o * * * rÉ 200 Fig. I -7b TRANSVERSALED'UN SYSTEI'{EDE BASGLACIS DE LA VALLEEDE LA THINTE (entonnoiranaclinal d'Ecurey-en-Verdunois) = argile callovienne '---1- banccalcaro-gréseux (Pierre d'eau) A grève légèrementocrée - argile rubéfiée â tests siliceux I imons a grève blanche - w horizon humifèred'aspect tourbeux calci ns - grès ferrugineux 35 2. La Woëvre dans le bassin du Loison S'étendant au pied de la côte de Meuse, la Woëvre forme une dépressionstructurale, développée par le réseauhydrographique, dans les argiles tendres du Callovien. C'est ce réseauqui la structure en deux ensemblesdistincts : - le bassinde la Thinte s'étendantau pied de la cuesta, - le bassin du Loison plus lié au contactavec le revers Batho- Bajocien. a. La Thinte Elle est intrinsèquementliée aux calcairesoxfordiens : - qu'elle a entaillésde sa sourceà Damvillers,isolant sur sa rive droite un ensemblede buttes-témoins(annexel-2), - qui lui foumissent,essentiellement en rive gauche,un réseaude petits affluents, - qui ont encombr,éson cours de dépôtsde grève. Le bassin-versantde la Thinte apparaîtdonc morphologiquement commeune zone d'accumulationdes sédimentsperiglaciaires fournis par I'Oxfordien. La Thinte a donc été un agentde dégagementde la cuesta.Quelques élémentspermettent, en dehors de toute datation absolue,de dégager quelquesétapes récentes de la formationdu modelé. Le profil en long de la rivière (fig. I-7a) est de type convexo-concave et présentetrois tronçonsnettement séparés par desruptures de pentedues à desentailles de la nappedes grèves : un bassinsupérieur suivi par un long couloir mène, au delà du Ruisseaude Réville, à un bassinaval large et raccordépar les affluentsaux grandesentailles de la cuesta. Ce profil montreque la grève,qui s'est êtaléeen grandsépandages à la sortie des entonnoirs,n'a guèreété évacuéedans son ensemble,et que l'érosionrégressive, à partir d'un niveaude basepeu actif (Chiers-Meuse), n'a pourI'instant entamé ces accumulations que tout à fait à I'aval. Les niveauxmorphologiques qui s'établissentdepuis le pied du talus jusqu'au fond du val de Thinte sontdonc topographiquementpeu marqués. 36 * Les différentsniveaux I,'esplus hauts niveawc(Ql - figure I-6a) repérablessoulignent le pied du talus vers 225-230m d'altitudeabsolue (30-35 m d'altituderelative). Il ne forment plus que des lambeauxpréservés en partie aux pointes des éperons, et à leur proximité, sur les flancs des entonnoirs. Leur soubassementcorrespond à la partie inférieure,encore indurée, des argiles à Chailles. Il ne portentqu'un sol minceargileux, décarbonaté et à testssilicieux. Quelquescalcins témoignentde I'existenced'un ancien recouvrement carbonatélors d'une phasefroide. Se sont desrestes d'un glacissur marne, aujourd'huidébanassé de sonancienne couverture. Il domine d'une quinzaine de mètres la dépressiondans laquelle I'observationdes coupesoffertes par la réalisationd'une conduitede gaz (1979) nous permetde reconstituerIe profil-type des bas niveauxformés par I'entailledes épandages anaclinaux. Les bas niveaux (Fi. I-6a et Fig. I-7b) se caractérisentpar une accumulationde grèverecouverte de limon. Le niveau supériezr (QII) est parfois soutenupar une intercalation calcaro-gréseuse(Pierre d'eau) surmontéepar quelquesdécimètres d'argile calloviennesableuse en place.A sa partie supérieure,celle-ci présente une accumulation de petites concrétions carbonatées(millimétriques à centimétriques)aux formestrès contournées.Il s'agit vraisemblablementde concrétionnementsdus au gel. Sur la surfaceravinée de cesargiles, repose une strate (d'ordre généralementmétrique à pluri-métrique) de grève calcairefaiblement émoussée, enrobée assez souvent d'un encroûtement pulvérulentblanc carbonaté,et emballéedans une matricelimono-argileuse plus ou moinsabondante. Cette strate est fréquemmentinjectée dans I'horizon supérieur (centimétriqueà décimétrique)parfois discontinu, et formé d'un sédiment très argileux, décarbonaté,comportant de nombreux tests siliceux fragmentés,provenant selon toute vraisemblancedes argiles à Chailles.I-e tout est coiffé par un dépôtlimoneux de 1 à 3 m d'épaisseur,décarbonaté, saufvers le baslorsqu'il est au contactavec les grèves. Ce niveau (QII) domine les fonds de talweg de quelquesmètres seulementet la Thinte de 10-12m; il est souventtronçonné en éléments indépendantspar de petitesentailles de flanc. Il est mieux conservésur les flancs des entonnoirsanaclinaux et dans Ie prolongementdes éperons marquantI'ancien tracêde la cuesta.Dans I'axe de ces entonnoirs,il est effacépar le réseauhydrographique anaclinal. Il surmonteun niveau moyen (QI) de moins en moins marqué à l'amont du réseauanaclinal, et dominant la Thinte de 5 à 7 m. Il est 37 caractérisépar Ia présencede pochesdiscontinues ou tronquéesde grèves alluvialesemballées dans un sédimenthétérogène, limono-argileux grisâtre à ocre ou rouge,contenant les testssilicieux déjà repérés.Il est abondamment colluvionné de limons et argiles sur les versantsexposés au sud, plus faiblement- et donc mieux marqué- sur les versantsexposés au nord. Ce niveau (QI) se raccordeinsensiblement aux talwegs(sud) ou les domined'un mètreou deux(nord). Ces talwegs constituentle niveau inférieur (Qo) qui comporteun horizon humifère argileux de 30 à 50 cm, parfois tombeux surtout dansle haut bassinde la Thinte, recouvrantune stratelimoneuse plus épaisse(1 à 3 m), renfermantdes horizonslenticullaires humifères. En dessous,vient une grèvede couleurclaire emballée dans une formationlimono-argileuse, qui entaille le plancherCallovien. * Interprétationgéomorphologique On ne peutpas confirmerI'existence de niveauxdu Quaternaireancien, faute de dépôts corrélatifs significatifs. Seuls certains replats, pour la plupart à caractèrestructural, semblent correspondre à d'anciensniveaux d'entaille. I.,e,niveau Ie plus élevé(QA), où subsistentquelques traces d'altération périglaciaire(calcins soulignant une limite de dégelen profondeur?), peut être attribué au Quaternairemoyen, sansplus de précision.Il ne doit sa conservationqu'à sa positionexcentrée par rapportà l'axe desentonnoirs, et à la faiblesseactuelle des circulationssouterraines dans les niveaux carbonatéset siliceuxdes argiles à chailles.C'est à lui, que se raccordent, encore aujourd'hui, quelques ruisselets temporairesdont les têtes n'atteignentpas le talus. Les bas-niveaux (QII, QI, QO), conserventdes matériauxde recouvrementsimilaires avec une stratificationsensiblement identique. Ces niveaux matérialisentcertainement trois étapes,du Quaternairerécent, caractériséespar une évolutioncyclique comparable. On peut essayerde définir les phasesessentielles de cetteévolution cycliquede la manièresuivante : - aprèsune premièrephase, qui voit les argiles colloviennes décapéesau cours d'une dégradationclimatique (forts contrastes pluviométriques),intervient une phaseoù le climat devientde plus en plus froid, avec pour conséquencele développementdes processusde gélifractionqui s'exercentsur les versantsdominants essentiellementcalcaires. Ces phasescorrespondraient à une périodeanaglaciaire ; 38 - aprèsune périodede stabilisation(pléniglaciaire froid et sec)lors de laquelle on assisteau développementdes dépôts éoliens, s'amorceune phasede dégel et de pluviométriecroissants qui déclenchentune déstabilisationdes matériaux sur les versantset leur transporten masse.Ces matériaux(gélifracts à matrice limono-argileuseplus ou moins abondante)vont fossiliserle modèleprécédemment décapé, en pied de talus, dansles argiles calloviennes(période cataglaciaire) ; - suit alors, une phasehumide, de plus en plus chaude,lors de laquelleles processusde la pédogénèseprennent I'ascendant sur ceux de la morphogénèse(phase de transition vers I'interglaciaire).Une dernièrephase, caractérisée par un climat à tendanceplus sèche(baisse des nappes phréatiques et écoulements contrastés),voit lesprocessus d'érosion linéaires s'amplifier, avec pour conséquenceI'entaille du niveauqui seradésormais perché. Un nouveaucycle va alorss'amorcer, avec développement d'un niveau inférieuret réductiondu niveausupérieur. Mais, c'est égalementau cours de ce cycle, que les dépôtsde grèvedu niveauperché vont être fossiliséspar deslimons éoliens.Ce niveausubira également des remaniements plus ou moins prononcés(cryoturbation des gélifracts,décapage des limons, colluvionnementsur les versantsd'entaille, percolation des carbonates...), mais généralementil conserveraune forme de glacis-terrassecaractéristique de cesépandages de grèveen pied de cuesta.Seul le niveauQo est encore peu entaillé, et les limons qui recouvrentla grève sont essentiellementdes limons de débordementliés aux inondationsholocènes et actuellestrès fréquentes(nappe phréatique encore bien alimentée). Ainsi, en I'absenced'éléments pennettant une datationabsolue de ces niveaux,celle que nousproposons est déduiæpar analogieavec les études régionalesantérieures (J.C.Bonnefont, 1975a- P. Gehin, M. Sary, 1979). L'absence,ou la quasi-absence,de reculdu front de côtedans le bassin du Loison, nous indique que les épandagesseraient à rapporter au Quaternairerécent : < Ainsi, le niveauQA seraitun élémentrésiduel d'une périoderissienne, alorsque les niveauxQII, QI et Qo constitueraienttrois étapesde l'époque wurmienne. La différence essentielleavec le haut bassin-versantde I'Orne (P. Gehin - M. Sary L979) tient au fait que jusqu'au Riss, les conditions d'évacuationdes matériauxont été acceptables,car le réseauorttroclinal était, à cette époque,plus développéqu'il ne I'est aujourd'hui,et les entonnoirsanaclinaux devaient déjà être largesmais peu profonds.Ce qui signifie que la nappeoxfordienne stationnait encore à proximité immédiate du talus. Avec le décapitagede la tête du réseauorttroclinal, et I'enfoncementde la Meuse,I'entraînement longitudinal des accumulations a étêpour ainsi dire bloqué, tandis que le réseauanaclinal reculait linéairementau fond des entonnoirspour suivrele "glissement"de la nappeoxfordienne vers I'ouest. La conjonctionde ces deux facteursa été prejudiciableà l'évacuationdes matériauxaccumulés. * Conséquenceshydrologiques Cetteévolution conditionne les caractéristiqueshydrologiques régnant en piedde cuesta. L'alimentation de la Thinte par son réseauanaclinal se fait, nous I'avonsvu, de manièrede plusen plus parcimonieusedu fait : - de la dégradationdes affleurementssommitaux de "Séquanien". Raressont les entonnoirsanaclinaux parcourus en leur amontpar un écoulementpérenne ; - du glissementde la nappeoxfordienne vers I'ouest qui assèche quelquesentailles (secteur de Moirey-Crépionen particulier)ou ne permetplus, aux vallons situésà la pointe des éperonsde la cuesta,que la récupérationde suintementsprovenant de bancs indurésdes Argiles à Chailles. Dansla dépressionproprement dite, les épandagesde grèvereposant sur les glacisdu callovienjouent le rôle de réservoirindigent et perché,qui alimenteles flancsd'entailles de manièrediffuse ou par dessourciers le plus souventtemporaires. L'accumulation de la couverturclimoneuse susjacente y développedes profils du type pélosols dont le drainagefournit, par ressuyage,I'aspect louche si caractéristiquedu coursd'eau. Enfin, les fonds de vallons et le val de Thinte renfermentdans l'épandagede grèvesune nappepennanente qui sert de réservoir-relaisaux apportsoxfordiens. 40 Desmesures de porositéeffectuées par nous-mêmesou relevéesdans la littérature régionale (M. Barrès 1969, J. R. Daum, J. Missey, R. Henturger,S. Van Den Avenne 1978) montrentque si cette nappeest relativementpeu capacitive de par sa faible épaisseurelle est très transmissive(K de 2.10-3à 2,2.10-3m/s) et poreuse(7,5 à 9,5 Vo). Son rôle seraprécisé dans la deuxièmepartie de ce travail. Quoiqueraccordé directement au Loison, le ruisseaudu Braconrupt, qui draine les deux grandesentailles de Bréhéville et de Brandeville, présenteles mêmesparticularités morphologiques et hydrologiquesque le bassinde la Thinte. L'évacuationdes matériaux graveleux y a êtéégalement entravée.Il forme actuellementun véritablebassin intra-argileux qui se resserreà l'aval dans la traverséedes horizons à armatureindurée du Callovienmoyen et inférieur,avant la confluenceavec le Loison. b) Le Loison Parcomparaison avec la Thinte,sa singularitétient: - au fait qu'il s'estéloigné du front de cuestapour couleren partie sur des affleurementsde calcairesbathoniens, au contact de I' interfluveLoison-Othain, - au fait qu'il tire I'essentielde son alimentationde ces mêmes calcaires(son affluent I'Azannes excepté), - au fait qu'il est pratiquementdépourvu d'épandages de grèves,et que les niveaux repérablesont été mieux mis en valeur par le réseaud'entaille. Azannesexceptée, il est caractérisépar I'indigencede sesapports de rive gauche,jusqu'à la confluenceavec la Thinte (annexeI-3). Ceux-ci sont réduits à des ruisseauxtemporaires qui proviennentdes buttes-témoins. Ce réservoirréduit ne donneplus que quelquessources indigentes sur la base imperméablede I'Oxfordien calcaire,et ces écoulementsse perdenten général rapidement dans le faible matelas de grèves qui tapisse médiocrementles vallons. Ici, I'argile est présentesous les limons, c'est le domainehumide réservéà la forêt et aux prairies. L'organisation actuelle du réseau hydrographiquesuggère une modificationdes écoulements. La comparaisondes annexesI-2 et I-3 montre que le niveau du Callovienmoyen indurépar la strateà mineraide fer (J3b) longe la rive 4l gauchedu Loison,lui-même bloqué sur sa rive droitepar la flexurede son interfluveavec I'Othain. A I'amontde Mangiennes,l'Azannes encore alimentée par le front de côtea conservéun coursstrictement cataclinal. C'est encore le casdes deux ruisseauxtemporaires (Noue Coulon et Ruisseaudu Pré)qui jusqu'àVillers- les-Mangiennesont réussià entailler le Callovienmoyen; probablement parcequ'ils étaientalimentés il y a encorepeu par les buttes-témoinsles plus massiveset donc les plus aquifères(buttes de Chaumont-Devant-Damvillers et Romagne-sous-les -Côtes). Vers le nord-ouest,les petitsruisseaux, qui naissentencore au pied des buttes les plus réduitespar l'érosion, prennentrapidement une direction orthoclinalepour former la Brévontequi ne rejoint le Loison qu'entre Dombraset Vittonville, et n'ont visiblementpas entaillé le niveaule plus septentrionalde Callovienmoyen. Tout porte à croire : - que ce dernier, quoique structural, traduit un palier dans I'enfoncementdu réseauhydrographique, à 20-25m au-dessusdu Loison, - qu'il représentela baseindurée sur laquellevenait mourir le glacis depied des buttes-témoins. On peut alors envisagerqu'à la suite de I'entaille de la Thinte sur le revers de la cuesta,les conditionsd'alimentation hydrologiques se sont modifiées: - le réseauanaclinal n'a plus été capabled'entailler le Callovien moyenet s'est inscrit dansles facièsplus tendresdu Callovien supérieur,en un réseauorthoclinal, - seuleI'Azannes a conservéson cours anaclinal. Cetteréorganisation serait donc récente,car elle supposequ'avant le détournementdu réseauhydrographique de I'avant-côte,le Loison était une rivière suffisammentpuissante pour pennettrel'évacuation des grèves encombrantles glacis au pied des actuellesbuttes-témoins ; ce qu'il ne devaitqu'à uneplus grandeextension de sonbassin-versant. Or, si le Loison a bien été privé desapports de la hauteOrne au cours du Riss (P. Géhin - M. Sary 1979),il faut nécessairementque les glacis d'avant-côteaient été nettoyésdes gÈves au plus tard à cetteépoque. 42 Le raisonnementnous entraîne à accepterI'idée que la Thintene s'est significativementenfoncée dans les Calcairesoxfordiens que pendant I'interglaciaireMindel/Riss ou au plus tardlors d'un interstaderissien. Cettepartie du bassin-versantdu Loison apparaîtplus imperméableque celui de la Thinte : - par la quasi-absenced'épandages graveleux - par l'affleurementplus fréquentdes argiles calloviennes - par le développementde sols à gley ou pseudo-gleydans les limonswûrmiens de recouvrement. La fourniture d'eau au Loison y est essentiellementtributaire de la pluviométrie (ruissellementhivernal); elle peut être tout de même prolongéepar le ressuyagedes argiles à texturesableuse qui prendla forme de sourcinsliés aux niveauxde "Pierresd'eau". Cette zone,à hydromorphie très poussée,comportait jadis de nombreuxétangs. Mais en saisonsèche, cettecouverture très argileuse voit sedévelopper un réseaudense et profond de fentesde retrait. Dans son cours callovien,le Loison apparaîtdonc commeI'héritage d'un ancienréseau orthoclinal plus développévers le sudqu'actuellement, et commeI'héritage d'un ancienréseau anaclinal, encore alimenté de façon satisfaisantepar la cuestaoxfordienne avant sa dissectionpar la Thinte. Un exemplenous en est fourni pai I'Azannesqui I'alimenteencore à partir de la cuesta,ainsi que la Thinte et le Braconrupt. Vers le nord par contre,I'inflexion de la cuestavers I'ouestle prive de tout apportde surfaceprovenant de I'interfluve avecla Meuse.[,e ruisseau de Daridelle,qui conflue avec le Braconrupttout à I'aval de ce dernier (annexeI-3), ne lui apportedes eaux qu'en saisonhumide: le massif argileux de la forêt de \iloëvre n'est pas un châteaud'eau. Il en va tout autrementde I'interfluveavec I'Othain. 3. L'interfluve Loison-Othain Cet interfluve constitueune zonede transitionentre la plaine argileuse de la'Woëvre et le plateaucalcaire du Pays-Haut.Pour l'ensemblede la Woëvre,cette transition se fait généralementde manièreprogressive, par I'intermédiairede formesfuyantes développées dans les marno-calcairesdu Bathonien. Par contre, en Woëvre septentrionale,les contrastes lithologiquessont plus accusés(Dalle d'Etain bathoniennesurmontée par les 43 argilesde la Woëvre)et la tectoniquey est complexe.Il en résulteun relief plus diversifiéet desécoulements spécifiques, liés à unemorphogénèse sous influencekarstique. a) Contrasteslithologiques et compartimentagetectoni- que Les caractéristiquesde I'interfluve Loison-Othainsont tout d'abord tributairesde la strucnlre(annexe I-2) caractériséepar: - une flexure guidantle Loison sur son palier inférieur, - permettantle dégagementet I'affleurementde la dalle calcaire bathonienned'Etain sur sonpalier supérieur, - une tectoniquecomplexe de blocsfaillés et basculés, - un contrastelithologique entre argilescalloviennes, en position dominante,et calcairesbathoniens sous-jacents Au nord-est,la surfacestructurale de la Dalle d'Etain offre un paysage de plateau qui est I'amorce du Pays-Haut(annexe I-2). Au niveau de I'interfluve cettedalle disparaîtsous les lambeauxd'argiles de la Woëvre façonnésen une sériede collines.Sur 60 m d'épaisseurau maximum,ces argilesparaissent plus sableuseset gypsifèresqu'ailleurs. Et surtout,les trentepremiers mètres montrent, sous la strateminéralisé,e et induréedu Callovien moyen,quatre niveaux décimétriqueslumachelliques, calcaro- gréseuxou marneuxqui arment des stratesargileuses de 10 à 20 m de puissance.Sous-jacente, la Dalle d'Etain forme le soubassementde cette région. Si elle ne possèdeque 15 m d'épaisseurà la limite sud du bassindu Loison,elle s'épaissitvers le nord-ouest,où elle passeà 43 m au sondagede Jametz,et peut-être60 m en rive gauchede la Meuse. Forméepar un calcaireoolithique coquillier à cristallin, sa teneuren carbonatede calcium est forte (85 à 99 Vo),de même que sa porosité efficace (3 à 10 Vo).Matêriau compétent, elle est fortementdiaclasée et fracturée. L'énrdedes cartes géologiques est décevantede ce point de vue. C'est par le recours à des relevésmorphologiques et géologiquesde terrain (P. Gamez - M. Sary 1979) que nous avons été amenésà proposerou supposerI'existence de cettefracturation. Depuis, des foragesde recherche d'eau (S. Van den Avenne 1983, 1985, 1988) et des prospections géophysiques(Hentinger, Missey, Ricour 1977; Missey,Maiaux 1983; Babot1985, 186) ont confirméou préciséI'essentiel de cesacquis. COUPESMORPHOSTRUCTURALES DE L' INTERFLUVE LOISON-OTHAIN ( P. GAI{EZ,M. SARY.I,IOSELLA, TomeIX, N"l, Janvier-l,lars1979) 44 Fi g. I -8a COIJPEMORFHOSTRUCTURAT,E (cransversale à I' interfluve Loison-Ottrain) 81/t7 !ae bassin ropographique rlu Loison Alt-- -t<+ DaSSln copographique de 1'Othain ------> ( rn) ,to1 tuptl1tlain Moi-ton-Rouge 280.l /4 a_*-f=-1.11_ll*: 0inbLeq, \s"' ..\\ li,'/;l ,aoJ \..'s.NJ J>. ;\'\) ' . \' 7 200{: l* t- - rKn l- flexure SE-NLI Relief : :- Géologi e a_q_re_:_:i_ry collines F-----1 Ca t va.Llê.e de ta. B,zê.voni.e A La Haule tutly l2l tml : I lovien z vatlë.e du Loi,son B Lea FeuiLle.t-te,a l2l iml n--Tl Bathonien sup. g Fond de Peu c te Pel,i-t Eoit l261ntl ll BaÈhonien 1 vaûêe de t-')thdLLr E) Les tEuilLcu |300nl nov. 6=l (-.3æt Bachonien inr-. - Fiq-I-8b I tt lt .- | Bajocien sup. COUPE HOR.PIIOSTRUCTUR{LE ' (paral lèle à I incerfluve Loison-Or.hain - côcé Loison) talv FLeuninont Pôâ,i^t det Hautt &oi.s de ManvLUe l283ml l26|nl l2t7n Alr. (s) | "o,l 2r.01 2ool --lltr_ Relief : Géoloeie: i6Ëtiont æ-U-tse: t tcs Rou-oeaTetrter A €çir &tût[ l260nl Callovien g Ctoir dcs Vaur E ta Rorrchcttel?60nl' ffi Earhoniensup. s C.tori llathias c 6ctr ilor.ûronl lNAml fà Eë Bachonien uuy. . ta Gcutctte E) 6uis Pa.tfonde.vaux fta\nl B Pcadcndeuarrr 45 D'une manièregénérale, d'autres accidents ont pu nouséchapper que révèlent par exemple I'affleurement du bloc Bathonien de Billy-sous- Mangiennesou le cours méridien du Loison en ce secteur. Mais l'imprécision des levers géologiqueset des coupuresstratigraphiques adoptéespar les auteursdes différentescartes concernant le bassin ne perrnettentpas de résoudretous les problèmesrencontrés. Schématiquement,cette fracturationest de trois ordres (figures I-Sa-b): - une importanteflexure S.E-N.O. guide le cours amont du Loison; elle se déduitdes altitudesd'affleurement du Callovien moyen (J3b); elle possèdesa répliquesous forme de faille de mêmeorientation le long de la valléede I'Othain, et probablement sous la forme d'une autre flexure correspondantau cours amont de la Thinte et aux Hauts-de-Meuse.Le manquede sondageset les désaccordsstratigraphiques des auteurs de quatre cartes géologiquesintéressant cette demière région nous ont empêchéde trancher;' - une sériede fracturesd'orientation N.E.-S.O. qui délimitentdes blocsbasculés latéralement vers le NO au sudde Delut et en sens opposéau nord du village. Il en résulteune modificationlocale du pendagegénéral des couches. Cette orientation est parallèleà I'axe synclinalde Mangiennesque relaiele synclinalde Brabant; - unemicro-fracturation N-S francheet NNE-SSOmise en évidence par desétudes en sous-solet qui seraità rapprocherde I'activité du rift rhénan(B. Haguenauer,J. Hilly 1987). Contrasteslithologiques et compartimentagetectonique de I'interfluve Loison-Othainne sont pas sansconséquences sur l'écoulementde I'eau, l'évolutiondu relief et en particulierle développementdu karst. b) Comportementhydrique du substratum L'écoulementde I'eau estprioritairement placé sous la dépendancedu comportementhydrique du substratum. Sur les argiles,I'infiltration de I'eau est renduepossible par les nombreusesfentes de dessiccationqui les lézardentau coursde l'été. Cetteeau diffuse lentement dans cette texture sableuse où elle rencontre les intercalationscalcaro-gréseuses qui lardentles argileset y font office de drains.La réalitêde cette circulationest prouvéepar les lignes de sourcins et les abreuvoirsqui se rencontrentsur les versantset les replatsdes collines 46 de I'interfluve, ainsi que par les chenauxde corrosionet les agrégats gypsifèresque I'on observeà la faceinférieure de certaines"Pierres d'eau". C'est donc bien une situationparadoxale que celle de cette masse callovienneréputée imperméable et qui se comporte- modestement- en une série de réservoirssuperposés se vidangeantgrâce aux intercalations carbonatées.Cet ensembleforme une véritablecompresse humide sur le calcairesous-jacent. Elle est pourtantimperméable lorsqu'elle est gorgée d'eau et favoriseen hiver la concentrationet le ruissellementdirect des précipitationset dessourcins au niveaudes Pienes d'eau. Sous couvert forestier,ce ruissellementincise les argiles en ravins étroitsde 1 à 7 m de profondeur. Sousprairie on ne note que l'existencede quelquesgriffes d'érosion apparaissantlà où le tapisherbacé a étéfragilisé (anthropisme), car cetteeau circule selontrois modesprincipaux : - en nappediffuse dans I'horizon humifère, - dansles limonsqui recouvrentsporadiquement I'argile, - à I'interfacesol-roche mère. Cette circulation de type hypodermiquesur les versantsargileux favorise les mouvementsde masse.Ceux-ci déstabilisentde manière chroniquecertains versants, ce qui modifie la cohésiondes horizons superficiels,améliore sa perméabilité: les transportsplastiques s'en trouventfavorisés, et le tempsde ressuyagedu manteause trouveallongé ; la compressehumide est ainsi efficace pendant une bonne partie de I'année. En généralces écoulementsne dépassentpas le pied des buttes argileusescar ils sont interceptéspar la Dalle d'Etain (micro-fissurationet karst). En revanche,dans les secteursoù la Dalle n'affleure pas (axe du synclinalde Mangiennes)cette eau se concentreen entaillesqui rejoignent temporairementle Loison. Lorsquecette dalle affleure,elle est entailléeen longs glacisde revers, en rive droite,de Remoivilleà Han-1ès-Juvigny,à Billy-sous-Mangiennes ou au pied desbuttes argileuses dans les fenêtresouvertes à tavers I'argile par l'érosion(Jametz, Delut, Dombras, boutonnière de Loison)(annexe I-2). De manière générale,les écoulementssur la Dalle d'Etain ne fonctionnentqu'épisodiquement lors despériodes de fortes précipitations. Iæur genèsedépend alors de l'état de saturationplus ou moins prononcédes ouvertureskarstiques qui se trouventà I'amont des vallons, au pied des rondvaux échancrantles collines argileuses.L'étude détaillée du karst faisant I'objet de la troisièmepartie de ce travail, la complexitéde ce mode d'écoulementsera décrite. 47 Il apparaîtdonc que les périodesd'écoulement sur I'interfluveLoison- Othain dépendentsurtout des conditionsclimatiques, tandis que les modes d'écoulementsont fonction du comportementdu substratumet desprocessus actuelsde la morphogénèse(colmatage ou ouverturedes pertesd'eau et fissures). L'organisation du réseauhydrographique dépend de la double commandetectonique et hydrogéologique. Nous avonsvu qu'une flexure et une faille guidaientles deux cours d'eau encadrantI'interfluve. Mais la commandetectonique est également révélée par la présencede méandrescaractérisant essentiellement les portions du cours sur la Dalle d'Etain, depuisPillon pour I'Othain, plus épisodiquementpour le Loison, sauf à partir de Jametzoù il entaille le Batho-Bajocienjusqu'à la confluenceavec la Chiers. Ces méandresreproduisent généralement les trois grandsaxes de la tectonique; NE-SO,NNE-SSO et NS, certainsétant guidés par desfailles reconnues: à Rupt-sur-Othain,Saint-Laurent-sur-Othain... On n'observaitrien de tel pour la Thinte : - parcequ'elle est complètementdéconnectée du substratCallovien par un épaismanteau de grèves, - parcequ'il est probableque la tectoniquecassante héritée pour I'essentieldes mouvementsdu socle anté-jurassiquen'a pu se répercuterà traversI'imposante masse callovienne incompétente. La lecture des cartes géologiquescouvrant I'affleurement oxfordienest de ce point de vue très éclairante: par opposition aux reversBajociens, les Hauts-de-Meuseparaissent pratiquement viergesde toute fracturationd'importance. Seule, peut être, la faille passantpar Dombraspourrait se relier à la faille Vilosnes- Ecureyau SO et à I'une desfailles de Longuyonau NE. Il n'en demeurepas moins vrai queI'aspect "en éventail"des entonnoirs anaclinauxde la cuestasuggère, pour le moins, I'existencede régimesde contraintescomplexes. Même lorsquela couvertureargileuse n'a pas été décapéetotalement, les vallons affluentsdu Loison en rive droite enregistrentla marquede la tectonique: vallon de Parfondevauxsur la faille de Merles, vallon à I-eyvaux sur la faille de Villers ou vallon de Melnevauxsur le synclinalde Mangiennes.I1 est vrai que sur cet interfluve l'épaisseurdes argiles est souventréduite à 30-40m. L'amplitude de ces vallons cataclinauxtémoigne d'une morphogénèse différentede I'actuelle; car aujourd'huiune grandepart de ce réseaun'est 48 plus fonctionnelle(hormis fortes précipitations hivernales) et une autrepart estcaptée par la Dalle d'Etainet sonkarst. Il est certain que lors des fluctuationsclimatiques quaternaires, le ruissellementsur sol gelé et la gélifluxion devaientêtre plus actifs lors des périodesfroides, le ruissellementet la solifluxionplus importantslors des phaseshumides alimentant mieux les nappes souterraines. Ces dernièressont égalementun des élémentsexplicatifs du réseau hydrographique.Elles affectentla Dalle d'Etain poreuseet fissuréesur un mur formé par les Marnes à rhynchonellesinférieures ou la caillasseà anabacia. Les particularitésd'affleurement de cette dalle- liées à la tectoni- que- conditionnentles particularitésde cettenappe bathonienne, libre ou captive. Des coupesschématiques en traversde I'interfluve (figure I-9a) mon- trentque la nappeest libre de la valléede l'Othainjusqu'à Delut. Dans cette zone,lescalcaires sont affleurants,le recouvrementétant particulièrement étroit : cettenappe qui occupeentre 10 et 20 m de formationhydrogéolo- gique se vidangeen amontpendage par trop-pleinvers I'Othain qui a en- taillé la totalitéde la dalle (Sourcede Crédon);vers I'aval-pendage elle se déversecôté Loison (sourcede la Damusse),son émergence étant facilitée par le recoupementde la surfacepiézométrique par la surfacetopogra- phique(flexure). C'est doncune source de déversementet de dépression. Cette flexure est une limite originale, car sur son palier inférieur, I'accélérationdu pendagepermet I'enfouissement de la Dalled'Etain sous les argilescalloviennes. Cette discontinuité fait office de mur hydrauliqueen amontduquel l'écoulement de la nappelibre est complètementbloqué. Ce dispositifse reproduità Jametz,Dimbley (écartde Dombras),Billy-sous- Mangienneset Loison. L'existenced'une fortefissuration et de pertesd'eau en surface,montre que cette nappe libre comporte une zone non saturéede 15 à 20 m d'épaisseuraffectée par le karstqui contribueainsi à son alimentationet à sa vidange(cf. troisièmepartie). Dès que le recouvrementargileux coiffe de manièreplus continuela Dalle d'Etain, la napped'eau devient captive. Si le recouvrementargileux est inférieurà l0 m (versantde valléedu Loison au pied de butte argileuse)la nappecaptive favorisée par une charge hydrauliquesuffisante et une fissuration(karstifiée ou non) peut émergeren effluencesous-alluviale (vallée de la Brévonte?) ou en sourceartésienne : cas de la Cuve près de Dombras,du Mircoussin près de Delut, de la Fontainede Fer sur la Brévonte. 49 ^tr JV t{ cr, c, iJ '- l& a'trC .' = o H z ULv 5"?.., Zlt- 1e -= ;.3> €(J = ::6 !- -c =^ o a -'ol. LJ z.l rl z. =l ç?y)???'rrt? J ç27 il,i'i: .) -l II L! ^l z. .1. I .- 3a vl -:l rHME X ,..I >l t! =l = = - a j = .-= J J LÙ 'J-- a >J O = t-= > -a 4 = :1 :.- --.^ : r,l 'À i I - i': .- ! I ir,N. --i> É. !"'l,f-J-,) i!-e J:. np a = ]lrr:f.j al,lJ : i;l;i! = :: N = i.- i .- i;i;itir r> t= = f! aê 'J:.-Cqa LJ :! -: :':kl-i '-t=u = -: - L r! F ï (5 L'- .:= ç= '4, cJ r! z !aC ffiffiffi gg 3 - /,t a ri]]ry ,l)nr,p -=[::i'l :r', t I'l' 50 NC !:H'ôû = E't E :i Ç N ô:- !. >3 a>.-'J1- = Z 1- N> Z1 TW?nDg '-E =- =o { =o. È =.r L c J xn?,^zPLto\\od vp i;l =t =-- <: r\t l-tl t)l L_- - z..toumtot ç7o9 ê N L Ot -o F.- Ol Ot I '-J ! (') tJ) q tL = É, lrJ L! z. -zl .) =l "{?:I"77'r111! 9?l K z. x -L liti rx trJ EHM E o F =l -i =t <: .r( ';: I -â A J = J -= ut -.1zl tJ', -l o ,-'I - i.: ;lti = -t^l lLenbufi alnJ : I N ::.: É. 2J =l I ia a 7.1 ='2. LL= .-= ., i) =-c> = JJ Êz 't TI .i + ?, -= âl E! L = NJ ô.. lrJ :1 = a -.: , >L (5 F a-- i i- -=J À IrJ 7 --- :: !- ?t iJv lii;l;i a - Êv Ir'r I I lril i; | :,1| | l-ll lL.l t I a_:-)t v) t{ij l,i I i'?E - I - g-o R I i} h E 27. I 51 La ùectoniquede basculementaffectant I'interfluve Loison-Othain introduit despernrrbations dans les écoulements(figure I-9b). Dans certainscas, le basculementlatéral a facilité l'érosion de la couverture argileuse (côté soulevé), mettant la Dalle d'Etain à I'affleurementavec pour conséquences: - de rendrela napped'eau libre, - de permettre son entaille par le Loison ; ce qui favorise son déversementdans le Loison au détriment de I'Othain, ou plus au nord de la Chiers, - ou de dévier son sens d'écoulement vers I'aval de ce pendage secondaire. Dansce derniercas, les conséquencespeuvent être antinomiques : - la surfacepiézométrique est sub-affleuranteet alimentele Loison, - la surface piézométriqueest reportéeen profondeur (amont- pendagedu basculement)et le Loison peut se perdre lorsqu'il entamela lèvre surélevée. Lorsquela nappereste captive,l'amincissement de la couverture callovienne à proximité des failles favorise, en aval-pendagedu basculement,l'émergence par artésianisme. L'étude du réseauhydrographique et descirculations hydrogéologiques montrent que I'irtfluence du quadrillagetectonique est fondamentalepour leur compréhension,même si les déformationssont de faible ampleur.Cette tectogénèsefait de,I'interfluve Loison-Othainune limite hydrogéologique originaleavec côté Othainune nappeessentiellement libre, et côté Loison une nappeprincipalement captive. Seules des fenêtresouvertes à travers l'écran argileuxpar unemorphogénèse assistée par la tectogénèsela rendent libre et peuventexpliquer la localisationdes émergences et I'existencedu karst. Celui-ci s'inscrivantdans un modeléparticulier, morphogénèse et karstogénèsede I'interfluve Loison-Othainferont I'objet d'une étude spécialedans la troisièmepartie de ce travail. 52 Conclusion Le bassin-versantdu Loison en Woëvre septentrionaleapBaraît donc comme un ensembletout à fait original dans le contextede la Woëvre lorraine. Il a consewé, phénomèneunique dans la dépressioncallovienne, un réseauhydrographique orthoclinal au pied desHauts-de-Meuse. Si dansle reste de la Woëvre I'hydrographieest marquéepar I'influence d'une Moselle conquérante,il est resté rattachê au réseau mosan par I'intermédiairede la Chiers.Seule sa tête (Orneet affluentsde son actuel haut-bassin)a été capturéeprobablement au débutdu quatemairerécent. La tectonique,s'exerçant du Trias au Secondaire,a commandéla distributiondes facièslithologiques. Le bassinse trouve donc aujourd'hui encadrépar deux formations carbonatéesaquifères qui nourrissentles écoulements. Ces séquenceslithologiques, tranchées par la surface d'érosion "fondamentale",ont été modeléespar une morphogénèsequatemaire très active,assistée par une tectoniquenon stabilisée,qui confèreau bassindu Loison un espacehydrographique unique associanttrois milieux très différents: la cuestaoxfordienne des Hauts-de-Meuse,la dépression calloviennede Woëvreet la transitionvers le plateaubajocien du Pays-Haut (InterfluveLoison-Othain). 53 CONCLUSION DU CHAPITRE PREMIER [æ réseauhydrographique orthoclinal du Loison est restédépendant de la Meuse par I'intermédiairede la Chiers. Un complexedê facteurs physiquesrend comptede cetteimmunité qui est sa grandèoriginalité. Des conditionslithologiques particulières ont fait que pendanttout le Quaternaireancien - et plus modestementjusqu'à aujouid'hui- les Hauts- de-Meusese sont comportésen réservoiraquifère de bonne facture. Le faciès Dalle d'Etain du Bathoniena lui aussi apporté son soutien aux écoulements.Ces conditions lithologiques expliquent que soientassociées en un bassinunique trois milieux différenciés. La cuestaoxfordienne, qui sembleavoir peu reculé, associeformes structuraleset modeléhérité. Elle évolueactuellement en paroi poreuseet sa ligne de crête ne fait déjà plus fonction semblè-t-il, de limite hydrographique.En ce sens,le réseauqui lui est associéa peut-êtredéjà 1mo1césa phasede décrépitudepréparée depuis la fin du Jurassiquepâr I'individualisationd'un bassincontinental lonain cenhésur le Rhin. La dépressionorthoclinale offre un modeléd'entaille particulierqui peutêtre scindé en deuxsous-ensembles. Le bassin-versantde la Thinte est caractérisépar la conservation d'accumulationsquatemaires qu'un niveaude basefaiblement actif et une évolu.tion-hydrogéologique originale des calcairesoxfordiens n'ont pas permis d'évacuer.L'hydrologie de la rivière serafortement conditionnée q$ ce matelasporeux et transmissif: les grèvessont le sièged'une nappe d'eau souterrainequi s€rt_de relais à I'aquifèreoxfordien èt récupère-lès suintementsprovenant du Callovien. Le Loison a, quant à lui, développéune grandepartie de sonbassin au largg de la cuesta.En ce sens,il seraitplus représentatifde la dépression argileuse,car les conditionsd'entaille ont, semble-t-il,été meilleuresque pour la Thinte : le substratumargileux y affleure plus fréquemment,ies accumulationsquaternaires y sontindigentes. 54 Mais il a subi les conséquencesnégatives du tronçonnementd'une fraction de I'aquifèreoxfordien par I'entaille de la Thinte : son alimentation est devenueindigente en rive gauche,au pied desbuttes-témoins, et seule I'Azanneslui apporteencore un maigresoutien depuis les Hauts-de-Meuse. Il a probablementvu la capturede son ancienréseau amont qui devait s'étendreplus au sudqu'aujourd'hui, dans le haut-bassinde I'Ome. Ce n'est qu'aux particularitésde la tectoniqueet de la lithologie du troisièmegrand milieu de sonbassin - qu'il selrede près- que le Loison doit sonmaintien. L'interfluve Loison-Othainest en effet original par sa tectonique cassanteet souplequi conditionneI'affleurement de la Dalle d'Etain et son comportementhydrogéologique. Le quadrillagetectonique serré donne par un jeu complexede basculedes blocs calcaires, des émergences caractérisant une napped'eau souterrainetantôt libre, tantôtcaptive. Une importanteflexure assujettitla rivière sur la ligne de contactavec le Bathonien dont il reçoit plus ou moins régulièrementles apports souterrains. Le déversementde plus en plus prononcéd'une napped'eau que le Loison entaille progressivementsur le flanc nord du synclinal du Luxembourg,fait qu'il resteun coursd'eau pérenneorthoclinal en milieu argileuxdominant. 55 CHAPITRESECOND LE CLIMAT DU BASSIN DU LOISON 56 L'étude des écoulementset de leurs modalités,I'esquisse d'un bilan hydrologique du bassin-versant,nécessitent le recours aux données météorologiques,et à leur traitementstatistique. Ces donnéesne sont que I'outil privilégiépermettant d'aborder l'étude hydrologique, non une fin en soi, et lui sont subordonnées.C'est pourquoinotre démarchea donc consisté tout d'abord en la définition du cadre chronologique de l'étude hydrologique. Nous rangeantà I'avis de M. Dachary(L974) selonlaquelle << si I'on tient comptedu tâtonnementde I'installation,du rodagedes observateurset desappareils, du délai requispour établirla courbede tarage...>> des séries longuesd'une vingtaine d'annéesà peine <(...nesuffisent donc pas pour apprécieret prévoir correctementI'abondance moyenne fluviale >>,nous étionscondamnés à prendreen considérationla totalité de la documentation hydrologique existante. La stationhydrométrique de Han-lès-Juvignyayant été crêÉele 26 août 1969, le principe d'un découpageen annéehydrologique moyenne de septembreà octobrepermettait: - de couvrir un champd'invèstigations hydrologiques maximal de 20 années(octobre 1969 à septembre1989) - de procéderà un découpagesaisonnier moyen en : * périoded'abondance hivernale d'octobre à avril * périodede maigresestivaux de mai à septembre - de faciliter l'étude desinterrelations hydro-climatologiques par un cadretemporel commun sur lequel nousnous réservionstoutefois un droit d'amendementau gré desnécessités de la recherche. Mais < limites du bassin-versantdu Loison -INOR . 403 . 285 '384 .r VILLANCY-o; ^ sàsl v LONGUYON DUN/MEUSE '- c[/ v DAI4VI ERS BILLY V ?b2 i?RAS-396 VERDUN .r_.___^, +ft vôi HAUDIOMONT 58 - définition d'une normalestandard (1950-51 à 1979-80)à partir des donnéespluvioméFiques du seul poste de longue durée implantédans le bassin-versantdu Loison (Damvillers) - définition d'une série dite hydrologique(1969-70 à 1988-89) correspondantà la période de fonctionnementde la station hydrométriquede Han-lès-Juvigny. La normepluviométrique étant sinon connue du moins approchée,nous avons pu, aprèsvérification et optimalisationéventuelle des donnéesde posteslocaux, calculer la pluie moyennecorrespondant à la totalité ou à une partie quelconquedu bassin-versant. Concernantla thermométrie,notre choix encoreplus limité s'est porté sur la station de Jametzqui n'a pu fournir qu'une série de 20 années correspondantà la sériehydrologique. Tous ceschoix ont nécessitéune critiquepréalable des données, et les résultats présentésn'ont étê acquis qu'à la suite d'un travail d'homogénéisation,de comblementdes lacunes, et d'éventuellesextensions de séries. I - LA CRITIQUE ET LE CHOIX DES DONNÉES Cettecritique est d'autantplus nécessaireque les stationsfoumissent des donnéesplus ou moins fiablesdu fait d'une multitude de contraintes (choix du site, fonctionnementdes appareils,rigueur de I'observateur,...). Cettecritique doit aboutirà une sélectionraisonnée de stationsde références à partir desquellesil serapossible de saisirles traitsessentiels du climatdu bassin. 1. Équipementdu bassin Si la densité des stations disponiblesest bonne, leur répartition géographiqueest par contremédiocre (figure I-10). En effet, le bassin-versantdu Loison est ceinturéou couvertpar 15 stationsenglobant une aire d'environ 1 200 km2, soit une stationpour 80 km2 en moyenne. Malheureusement,leur répartitionn'apparaît ni homogène,ni a priori représentativedes grandes unités du milieu physiquedu bassin-versant. On observeen effet une forte oppositionentre les flancs ouestet sud bien représentéspar 7 stations(Inor, Stenay,Dun-sur-Meuse, Bras-sur- Meuse,Gincrey, Etain, Haudiomont),et le flanc est pour lequel, entre 59 Montmédyau nord-estet Bouligny au sud-est,ne sont disponiblesque les stationsjumelles de Longuyon-villeet Longuyon-villancy. La premièrecitée, encaissée au fond de la gorgede la Chiers(altinrde : 212 m) est à 9 km des limites du bassin-versant,la secondecouvre le revers de la cuestabajocienne (altitude : 340m), mais à L2,5km de la bordureorientale du bassin-versant. Quant à I'impluvium du Loison, il n'est équipéque de 4 stations- Damvillers, Jametz,Delut, Billy-sous-Mangiennes- soit une pour 87 km2 ; chiffre acceptablesi ce n'était que trois d'entre elles se situent dans un mouchoir de poche couvrant4 Vode la partie médianedu bassin- versant.Si I'on ajouteque la barrièredes Hauts-de-Meuse,relief régional majeurperpendiculaire aux vents dominants, n'est dotée d'aucune station de mesure,I'on auraainsi une première idée de la médiocritéde l'équipement climatologique. Le tableause dégageencore à I'examende la figure I-11 qui fait apparaîtreune majorité de sériespluviométriques courtes et lacunaires. Une seulestation du bassin-versantest apteà fournir une sérienormale standard (au sens défini en supra): Damvillers. Bras-sur-Meuse, Longuyon-villeet Monffnédynécessitent un comblementde lacunesplus ou moinsnombreuses. Quant aux autresstations elles ne sont en généralentrées en service qu'au coursdes 20 dernièresannées, et ne présententdonc que de courtes séries (Bouligny, Delut, Gincrey, Jametz,Longuyon-Villancy, Dun-sur- Meuse). Nombreusesenfin sont celles qui ont été abandonnées(Inor, Étain, Billy-sous-Mangiennes)ou réactivéesaprès une intemrption d'exploitation plus ou moinslongue : Stenay,Haudiomont. A ce bilan d'équipementpluviométrique médiocre, il convientd'ajouter un constatde déficiencedu réseaud'observations thermométriques. Nous ne disposonsen effet dansle bassin-versantdu Loison que de sériesrécentes, courtes et lacunaires: - Delut : poste crééen novembre1977 par le CEGUM - Jametz:station crée par la DDA Meuseen janvier L969,reprise en 1973 par la Météorologie Nationale puis par le Centre Départementalde Météorologiede la Meuse. Hors bassin-versant,I'on recenseles stations(toutes plus ou moins lacunaires)d'Inor, Stenay,Longuyon-Villancy, Stenay et. Haudiomont. Enfin, I'absencede station synoptiquenous prive de donnéesimportantes telles qu'hygrométriede I'air, force et directiondu vent, insolation. qr 60 crt ! C'r i û lt tl I I ! fl 6 I I F I I I = I o I I o aJ1 = I I i lrJ i = o I È tt1 UJ I o (^' I o I o i = (J an t! = = o v1 ç !Jê u.J s o I I I ttl i I u- o I I c) I I 66 €J I I o sl I = I € I €) I I - CÊ L = l" o I I I L o L L. I EE r0J > l.É r oo Gt> I L E I 6ic gi 9i EN c lro I à !t !t LL olx Élé ËË 6É 6G o dlo L 6 o0, ti! JJ - ttl t) -- I I I I I 61 Aussi notre démarchea-t-elle étêla suivante. Concernantles précipitations,dans le bassindu Loison, le choix des stations a été dicté par les possibilitésde comblementdes lacuneset d'extensiondes séries.Il a donc été nécessaircde procéderpréalablement à une vérification de la qualité desdonnées, même fragmentaires ou issuesde sériescourtes. 2. Critique et homogénéisationdes séries pluviométriques De nombreuxtravaux panni lesquelsnous citeronsceux de R. Dion (1972),J. Rahal (1979) et plus récemmentA. Mentré-Hildenbrand(1986) ayantpassé au crible de la critique-Damvillers, un certainnombre des stationsprécitées (Éouligny, Bras-sur-Meuse, Étain, Haudiomont, Inor, Longuyon-villeet Monfinédy),cela nousa épargné,toute redondance. Notre travail de critiquea porté sur les seulesstations non abordéespar cesauteurs et qui présentaientun réel intérêtdans le cadrede notre étude. a) Critique des données par la méthode des doubles- cumuls Pour ce faire, nous avons utilisé la méthodedes doubles-cumuls (P. Dubreuil 1974) qui consiste à comparergraphiquement les totaux annuelscumulés de deux postesproches et supposésappartenir à une même région climatique. En cas de liaison linéaire, I'on peut conclure à I'homogénéitédes séries; par contre,une ou plusieurscassures laissent présagerun manqued'homogénéité dont les causespeuvent être multiples: modificationsdes caractéristiquesinstrumentales et environnementales...il est alors possiblede comparerla sérietestée avec deux stations,afin de vérifier la pérennitéde la cassure,et d'y remédierpar applicationd'un coefficient correcteurégal au rapport despentes m (pentede la périodede fonctionnementharmonique) et m' (pentede la périodede fonctionnement disharmonique). Par exemple,la figure l-LZa montre que la droite de liaison tracéeau moindreécart, à l'æil, entreles postesde Bras-sur-Meuseet Damvillers,ne montre aucunecassure significative. Ces deux postespeuvent donc être considéréscomme ne présentantpas d'erreur systématiquerendant l'échantillon hétérogène.Ils pourrontdonc servir de références- ou postes de base- lors de comparaisonsultérieures avec d'autres postes. Par contre, la figure [-lzb montre- en accord avec la critique effectuée par A. Mentré-Hildenbrand- que la stationde Monunédycomparée à celle 62 de Damvillers,surestime les totauxpluviométriques annuels de 1957à 1964. Le rapportdes pentes m' donne0,859 ; c'est la valeur du coefficientmulti- m plicateurpar lequel serontcorrigées ces valeurs fautives. Parmi les 14 postessusceptibles d'être retenusdans cette étude,7 d'entre eux ont dû subir au moins une correction de valeurs dont les paramètressont donnés dans le tableauI-1. Posæpluviométrique Périodecorrigée Station de Éférence CoefEcientcorecteur Stenay 1979-1987 1,1 Jametz r973-1978 0,908 Bouligny 1984-1988 Damvillers 1,19 Etain r97r-r974 l,L4 Monunedy 1957-1963 0,859 longuyon Villancy r97r-r973 1,29 1984-1987 l,l7 Haudiomont 1982-1984 0,85 TableauI-1 : coefficientscorrecteurs des doubles cumuls Bien que nousn'ayons pas tenté de connaîtreles raisonsde disfonc- tionnementde cespostes, constatons tout de mêmeque dansde nombreux cas,ce sontles annéesrécentes, préludant souvent à I'abandontemporaire ou définitif du poste,qui ont dû faire I'objet d'une homogénéisation(annexe r-4). Signalonsenfin que seulsd'eux d'entre eux n'ont pu être retenus: Billy-sous-Mangiennesen raisonde sonfonctionnement par trop discontinu et du nombre trop élevé de cassuresrencontré, et lnor en raison de la brièvetéde sa série. Cette même méthodenous a permis de,vérifier que la station de Gincrey remplaçaitparfaitement la stationd'Etain abandonnéeen 1981: aucunemodification de pente n'apparaissantlorsque I'on raccordeles donnéesde ces deux stationsgéographiquement très proches,dans un double-cumulavec Damvillers (annexe I-4). E!?2 E ,o hA ÀÉvJ u wË J o= = o U z o F u )U G =- = o F> <ê FT H:E àz OO U= d ÀF u vl u = z. L) U N I ; |! sJa[ [ !^urPo urlldt 3 = U z l- F vl U tt u J J U z= z, o F F Hul Â- r/l Ltr U=É\ Àv) vte u30ê ts JU 3 :E (.)= u J GÉI o= o o N I . sJal t[^ue0 u!d] o o o r o 64 b) Comblement des lacunes et extensiondes séries Pour le comblementdes lacuneset I'extensiondes sériestrop courtes, nous avons utilisé la techniquede la régressionlinéaire. On trouvera jusrification de la méthodeet détail d9_sprgcédures de calcul dans les manuelsdésormais classiques (Roche 1963, Dubreuil 1974). I-e nombreélevé des stationsà sérierécente et courtenous a conduità ne pastenter d'extension généralisée à la période1950-51/1979-80. Certainesstations présentant quelques lacunes mensuelles isolées en certainesannées (Stenay, Longuyon-ville, Haudiomont, Bras-sur-Meuse) avaient déjà fait I'objet d'opérationsde comblementpar les soins de I'Agence de I'Eau Rhin-Meuse.(Cf. : son fichier climatologique). L'eipérience et les moyensde calculdont disposece servicespécialisé nous ont enclin à reprendrein extensoces valeurs: les annéesconcernées ne présentantpas d'anomalie perceptible lors du contrôled'homogénéisation. Seulela station CEGUM de Delut - parceque faisant I'objet d'une étude hydrologiqueparticulière - a bénéficiéd'un traitementde lacunes mois par moispour la période1978 à 1989. L'annexeI-5 donneles paramètresdes régressionsréalisées entre ce posteet celui de Jametz.Pour les autrespostes, le comblementdes lacunes pluri-mensuellesou annuellesainsi que I'extensiondes sériestroP courtes s'est fait uniquementau pas de tempsannuel et saisonnier,par confrontation de couplesde stationschoisis pour: - leur proximité géographiqueassurant, en théorie, une bonne identitéde comportementdes variations climatiques, - la qualité de la régressionlinéaire obtenue,mesurée par le coefficient de rebroussement Ces opérationsn'ont pofté que sur la période 1969-70à 1988-89, correspondantau fonctionnementde la stationhydrologique de Han-lès- Juvigny. Justificationdes comblementsde lacunesà l'échelle annuelleet des extensionsde sériessont donnés en annexeI-6. Au terme de ce travail critique sur les précipitations, nous retiendrons: - le rejet de stationsà sériestrop courteset situéeshors limites du bassin-versant(Inor) ou trop marquéespar les particularitésde leur environnement(comme Longuyon-villetrop encaisséeen fond de valléede la Chiers); - la non extensiondes sériesà la période 1950-51à 1979-80,le nombre de postesnon retouchésétant trop faible pour estimerla pÉcipitation normale-standarddu bassin 65 - I'excellentetenue du postede Damvillers,sis dansles limites du bassin-versant.C'est à traversson étudeque serontdéfinies les tendanceslourdes de la pluviométrielocale. - l'absencecruelle de stationde mesuresur les Hauts-de-Meuse. Nous formulons d'ores et déjà le souhait d'une prompte implantation qui rendrait d'éminents services à la recherche climatologiquerégionale. Des structuresd'accueil à présence humainepermanente existent sur ces sommetsà 388 et 373 m d'altitude (stationsde télécom-municationsmilitaire du Cornillat à Haraumont,et civile du Moulin à vent à Bréhéville). Au total, ce sont 11 postesqui ont été retenuspour caractériserles modalitésspatiales de la pluviométriepour la période1969-70 à 1988-89, dont trois- Damvillers,Jametz, Delut - sont situésdans le bassin-versant. 3. Critique des séries thermométriques Le panel des postesthermométriques déjà très réduit, a littéralement fondusous I'effet de la critiqueà laquellenous I'avons soumis. Ont été en effet rejetéesles stationssuivantes : * Inor: sérietrop courte,lacunaire, sise hors bassin. * Longuyon-Villancy: série plus longue,mais lacunaireet de surcroîtsite de plateauélevé (340m) sur le reversde la cuesta bajocienne. * Haudiomont: quoiqueretenu fréquemment par des servicestels BRGM et DDA pour deqétudes régionales d'ETP (par exemple J. Ricour et F. Mathieu1978), ce postelacunaire et abandonnéen 1987était éloigné des limites sud du bassinétudié (18 km). * Delut : station lacunaire et d'instabilité chronique (figure I-13a-b). Force nous a été de ne retenir que la station de Jametz(figure I-4), élevéefaute de mieux au rang de stationrepÉsentative du bassin-versantdu Loison. Nous en avonstoutefois comparé les donnéesà cellesde la stationde Loxéville qui fait figure aujourd'hui de station de référencepour le départementde la Meuse.Ce qu'elle doit à une gestionrigoureuse et à la multiplicité de ses équipements(thermomètre à minima et maxima, thermomètreà fronde) relevésplusieurs fois par jour. Fig.i-i3a C0MPARAIS0ll t)ESTEI',IPERATURES MOYEI{NESAI1NUELLES AUX 66 '10 POSTESDE JMETZ ET OELUT l0 To Delut Fig.I-l3b DOUBLECUMUL DES TEI'TPERATURES ÈIOYENNESANNUELLES AUX POSTES DE JA}'IETZET OELUT ]00 T" Delut OJ rO x J o Fw 100 0 rT" Jametz Fi9.I-14:DOUBLE CUMUT DESTEI.IPERATURES HOYENNES ANNUELLES AUX STÂTIONS DE LOXEVILLEET JAI'IETZ 67 La figure I-14 montrel'évolution similaire des températures moyennes annuellesaux deuxpostes. Nous donnonsen annexeI-la I'apparat critique des opérationsde comblementde lacuneset d'extensionmois par mois de la série des températuresde lametzà I'aide de cellesde Loxéville. Les températuresmoyennes mensuelles de Jametz,valeurs mesurées, corrigéeset reconstituéessont données en annexeI-7b. CONCLUSION Au terme de ce contrôle de qualité des donnéesclimatiques, le bilan dressépeut paraîtrebien médiocre. Même si l'étude pluviométriquepeut s'appuyersur un assezgrand nombre de postes- eu égardà la petite taille du bassin-versantétudié - elle souffrira : - de I'instabilité du réseaude mesuremarqué au fil des annéespar desintemrptions, des abandons, des déplacements, - desajeunesse, - de son implantationrépondant plus semble-t-ilà la commoditéde la gestionqu'au souci de couvrir des milieux géographiques déterminés. Concernantles températures,le caractèresquelettique de I'information nousprive de toutepossibilité d'énrde des nuances locales liées en particulier aux effets de relief (exposition,altitude). Si nous y ajoutonsI'absence de poste synoptiquepourvoyeur de donnéesfondamentales telles que I'insolation, I'hygrométriede I'air, la force et la direction desvents, une notion aussifondamentale en hydrologie que l'évapotranspirationne pourraêtre qu'insuffisamment cernée. Tel quel pourtant,le réseauexistant devrait permettrede saisir les principales caractéristiquesde ce secteur du nord-meusien.Réitérons néanmoinsle væu que le potentielexistant soit à courstenne bonifié par: - une réflexion approfondiesur la finalité des postes,aboutissant à la constitutiond'un maillage dont ne serait pas excluesles préoccupa-tionsnaturalistes, - unestandardisation et une automatisationdes observations, - une implantationde stationsynoptique sur un postede "longue durée"existant. 68 II - LES PRÉCIPITATIONS DANS LE BASSIN DU LOISON L'étude de la pluviométrieest fondamentaleen hydrologie<< parce que dansles mêmesconditions de température,c'est d'elle avanttout que dépend la puissancemoyenne des cours d'eau > (M. Pardé1933). C'est pourquoidans un premiertemps nous avons cherché à établirun bilan pluviométriquedu bassin-versantdu Loison correspondantà la périodede fonctionnementde la stationhydrométrique de Han-lès-Juvigny: L969-70à 1988-89.Ce bilan devantpréciser la répartitionspatiale et la force moyennedes abats, prélude à l'étude de leursvariations. 1. Répartition spatialedes précipitations La déterminationde la répartitionspatiale des précipitationsest toujours une opérationdélicate qui nécessiteune critique des méthodes utilisées.Cette répartition doit être conformeaux connaissancesdu climat régional.Elle permetalors une déterminationvraisemblable des lames d'eau précipitéessur le bassin-versant. a) Choix de la méthode Trois méthodess'offrent à nous: méthodesclassiques des isohyètes et de Thiessen(Roche 1963), et modèlepluviométrique mis au point par A. MentÉ-Hildenbrand(1986) dans le cadredu bassinLorrain de la Meuse. Ce modèle reposesur l'étude des < méthode de traitement mathématiquesupposant des échantillons de populationsles plus grandspossibles, n'était pasapplicable ici. Mais en raison des insuffisancesde notre documentationconcemant plus particulièrementles caractéristiquespluviométriques des Hauts-de- Meuse,il nous a paru intéressantd'utiliser le type de traitementmis en æuvrepar I'auteurà proposde I'attitudelissée. Apports de l'altitude lisséeà la connaissancedes effetsorographiques sur lesprécipitations La notion d'altitudelissée jouit depuisquelques années d'une grande vogue en hydrologie(J.C.Scherer 1977) comme en témoignentles nombreusesvariantes rencontrées chez les auteursqui se sontessayés à son application. Celle utiliséepar A. Mentré-Hildenbrandest reprisede J. P. Laborde (1e82). Elle consisteà couvrir la zoneétudiée d'un maillagede 5 km de côté. On mesureI'altitude réelle moyennedes 4 diagonaleset perpendiculaires joignant 8 points de la maille les uns aux autres.L'altinrde lisséeest assimiléeà la plus forte des4 altitudesmoyennes et de I'altinrde du centrede la maille. Quelquescorrectifs sont appliqués- avec succèssemble-t-il - à cette méthode: - en constituantun maillagepropre centré sur chaqueposte pluvio- métriqueétudié, - en ne retenantque I'altitude maximaledu relief auquelse trouve adosséla station(cas de Damvillersau pied du front desHauts de Meuse) - en ne tenantcompte que de I'altinrderéelle d'un postesitué en pied de revers de cuesta(cas de Mouzon et Inor, à proximité de Stenay). Ces libertésprises avec la rigueurméthodologique pourront paraître hérétiquesau statisticien; ellestraduisent le soucidu naturalistede coller au plus près à la réalité du terrain, sansse priver pour autant des apportsde I'outil mathématique. Nous avonsappliqué cette démarcheà l'étude des postespluviomé- triquesretenus pour caractériserla période1969-70 à 1988-89. [æ tableauI-2 donneles altitudesréelles et lisséesretenues. 70 Posæpluviométrique Altituderéelle (m) Altitude lissée(m) Bras-sur-Meuse BR 206 330 Bouligny BO 250 255 Damvillers DA 206 300 Delut DE 203 237 Dun-sur-Meuse DU t75 2L8 Gincrey G 220 220 Haudiomont H 268 2W Jametz J 2N 256 l,onguyon-Villancy LV 340 3s5 Montmédy MO 199 270 Stenay ST 165 193 TableauI-2 : Altitudesréelles et lisséesdes postes pluviométriques Les figures de I'annexeI-8 présententles résultatsdes corrélations linéaires altitude lissée/ précipitationsmoyennes annuelles (octobre- septembre),hivernales (octobre-avril) et estivales(mai-septembre). Le tableau I-3 présenteles valeurs des précipitationsestimées et mesurées.Globalement, les régressionseffecnrées sont d'excellente qualité, si I'on considèreque les pÉcipitationsréelles sont généralemênt connues à 2 ou 5 7o près (M. Dachary L974), et que nos stationsont pratiquement toutessubi desopérations d'extension et de comblementde lacunes: - les coefficientsde rebroussementsont compris entiê 0,94 et 0,99 - l'estimationdes précipitations se fait en généralà + 2 Voprès ; + 5 Vo dansles cas moins favorables; - 9 Voîu pire pour une seulestation. Le relief semblebien - dansun espaceaussi restreint que le bassin- versantdu Loison- jouer un rôle prééminantdans la distributionspatiale desprécipitations ; il le fait selondes modalités variées. La seule stationqui puisseeffectivement se targuer d'un réel effet d'altitude(tout autantréelle que lissée) est Longuyon-Villancy. Les stations de basse altitude réelle enchasséesdans les reliefs environnantsleur conférantune forte altitudelissée, profiænt égalementde précipitationsabondantes : Bras-sur-Meuse, Damvillers, Monrnédy. 7L ,t, Be rf} cî q o. co (f) $ oo (.) Ë s ôl O (1 s st ca O oo ?â o + I + + + I + I I I o vt) Ê. an q.) .8 \c)C) \ô r- \o \o co ial o\ oo r- æ cn = f- N rô s ôl o\ cî æ (t) a c.l efl cf) c.l cî c?| cfl ca co cî ôl cl o o E tr () () '9 cg r- co ç o\ rô o\ rô F- \o ct> f- $ s o\ Cô ôl (f) (tt Q) (a c.l cfl Cî ôl ca (f| Crt t cfl (f) q) '(,0) O{ oÉ O N \o rô æ O q \o \ô ôl É aË N o $ c{ o O -o () I + I + I + + + + + vt) C) (t) o) q) CË \) r+ \o (o o\ o\ f- = r- r- lr-) o o\ \o o\ r- f- ôl ôl cô .t) \ô rô \n sf ç t \ô !ô \o \ô $ c) ()crl o (t) () C) al o (€ trl 'g æ e.l ôl o\ æ ôl È- æ o c) \o c.l Tô aâ o t\ 6 0) q) \o rô rn iô s s v1 rô \o rô s tr Ê; râ c) ba \o o rô c.l o. o\ o 6l ôl c\ = Ë l,ô !ô Cg o I I + I + I + I I + I Ê \q) GI .t) o) É .8 c) tr-) æ \o rô ôl o \o \o = ôl \o ôl O F- cfl ôl r- C- \o ç o E o\ æ o\ æ r\ r* æ æ æ r- E râ o |l) ôl cg () Ë o o\ s \o æ (f) ôl \o \o = = æ s \o \ô $ ôl \o \o É ùt o\ æ o\ æ f- æ æ æ o æ r- È Ê () cl Ë \9) À È câ o) Ë É o o\ æ cÉ æI E æ o\ q2 otri /Gt >.1 cl () T o (t) () cÔ C- () F I I .t) vt g â a (l) q) É = o\ o I CË I e q) it) ù F: R 2 tr: = >\ 6 u) 3 U' b,o v) g 9., (tl>\ I I () E crl q2 u rt èo É t tr = Ê: E: tr F É o Gt a cl E o g É É n I A (, G' (t) 72 Plus qu'un simpleeffet d'altitude,il faut y voir les conséquencesde la rugositédu relief sur I'ascendanceet I'agradationdes masses d'air, générant une forte instabilité.Dans ce contexte,les sitesde vallée étroiteet encaissée (Meuse,Thinte, Chiers) n'offrent aucuneffet d'abri. A contrario,la diminution de cet effet de rugositéentraîne une baisse sensibledes abats. C'est le cassemble-t-il pour la stationde Dun-sur-Meuse situéesur une latitude où les grandsreliefs monoclinauxsitués à I'ouest disparaissent(cuesta de la Gaizeet de I'Oxfordiensupérieur) ou s'abaissent sensiblement(cuesta de I'Oxfordienmoyen). Une seulestation sembletrouver en pied de cuestaun véritable effet d'abri. C'est Haudiomontqui contrairementaux stationspÉcitées, s'ouvre largementsur la dépressionsubséquente de Woëvre: dansce casI'altitude réelle de la stationprime sur I'altitude lisséeprenant en compteles plus hautssommets auxquels elle s'adosse. Nous noustrouvons d'ailleurs Ià au cæurdu Pays-sous-les-Côtesdont I'abri climatique connu ancestralementa permis la renaissancede la viticulture et de I'arboriculturemeusiennes (E. Millet 1935- E. Leoutre s.d.). Cet effet d'abri se prolongepar un véritableeffet d'ombre qui profite aux bassesstations de la dépressionde Woëvrequelque peu éloignéesdes Hauts-de-Meuse: Delut (7 km), Jametz(6,5 km), Gincrey (5 km). Dès quela distanceà I'obstacleorographique s'allonge et queI'altitude réelle ou lisséeaugmente, on constateun renforcementdes précipitations: casde Boulignysitué à220 m d'altitudeet à 20km à I'est desHauts-de- Meuse,sur I'amorcedu reversbajocien. Stenayreprésente un derniercas de figure. Aux effetsréducteurs de la bassealtitude, en fond de valléelarge et peu encaissée,cette station ne profite plus de I'effet de rugositédes reliefs monoclinauxqui ont soit disparu (cf. Dun-sur-Meuse)soit pris une orientationgrossièrement ouest-est. tr apparaîten conclusionque I'effet d'altituden'existe pas à proprement parler dansIe bassindu Loison.Il s'agit plus certainementd'un ensemble d'effets combinés(abri, ombre,rugosité) généÉs par les interactionsentre environnementorographique et circulationatmosphérique. C'est l'étude de cettedernière que nous allons maintenant aborder. 73 b) Influence des masses d'air et du relief sur la répartition et I'importance des précipitations L'absencede postesynoptique dans la régionconcemée par cetteétude nous force à recourir aux étudesgénérales de P. Pédelaborde(1957) ou plus régionalesde F. Shamsi(1968) et I. Roussel-Trautsolt(1971). Massesd'air et types de temps La partie orientaledu Bassin Parisieny est caractériséecomme un carrefourd'influences : - I'absencede fort relief à I'Ouest,favorise I'invasion des influences océaniques - sa positionmarquée à I'intérieur desterres, la soumetégalement aux influencescontinentales - le balancementsaisonnier des zonesclimatiques favorise tour à tour les influencesméridionales et septentrionales. Il résulte de cette confrontationpermanente une double circulation, zonaleet méridienne,propre à engendrerune successionrapide de types de tempsvariés, parmi lesquelsP. Pedelabordedistingue en annéedynamique moyenne: - 29 7ode typesde tempsanticycloniques continentaux - 13 Vode typesde tempsanticycloniques océaniques - 58 Vode typesde tempscycloniques. Si I'on énrdiemaintenant les trajectoiresdes masses d'air formantces typesde temps,il est possiblede définir trois grandssecteurs. Le secteur d'Ouestà Sud apparaîtcomme tÈs pluviogène.C'est particulièrementle cas en hiver, lorsqueles hautespressions méditerranéennes repoussées vers le Sud et les hautespressions continentales vers I'est, le champreste libre pour le flux zonal d'Ouest.De même,en étê,le blocagedes hautes pressions méditerranéennessur les margesméridionales de la Lorraine,favorise le passagedes flux perturbésd'Ouest. En revanche,cette cyclogénèse méditerranéennese renforceau printempset en automne,en exploitant au mieux les contrastesthermiques qui favorisentI'affaissement des advections d'air froid et engendrentune véritable cyclogénèse de Sud-Ouest. [æ secteurNord-Ouest à Nord-Estapparaît relativement plus sec.Mais en été, la remontéesaisonnière du flux d'Ouest pennet I'existencede circulationsperturbées très septentrionaleset de direction franchement méridienne.En hiver et surtout au printemps,des déchargespolaires peuventsoit donnernaissance à despernrrbations de Nord-Ouest,soit guider despernrrbations souvent occluses de Nord-Nord-Est. 74 Le secteurNord-Est à Sud-Estest franchementsec, car correspondant à descirculations anticycloniques. Seul le secteurEst-Sud-Est à Sud-Sud-Est se caractérise,surtout en étéet en automne,par quelquesprécipitations liées à une circulationanticyclonique ou perturbéed'origine méditemanéenne. Enfin, il convientd'ajouter que les périodesde æmpscalme sont I'une des marquesclimatiques de la Lorraine, représentantenviron 20 7o des typesde tempsd'une annéemoyenne en hiver et éte,un peu moins lors des intersaisons.Brumes et brouillardsqui en découlent,peuvent avoir trois originesprincipales. La premièreest dûe à la continentalisationdes masses d'air maritime,dont la basese stabiliseen hiver au contactdu sol froid. La deuxièmecorrespond à une situation de maraisbarométrique fréquente en intersaison,lorsque la Lorraineest compriseentre I'anticylone océanique, I'anticyclonecontinental et desflux dépressionnairesde Sudet de Nord. La troisième correspondà une absencede gradient de pression,due à la présenced'un anticyclonesur I'Est de la France,éventuellement renforcé par une gouttechaude en altitude. En résumé,quatre faits sontà retenir: - la prédominancedes types de tempshumides de secteurSud à Ouest, - la sécheressetoute relative du secteurNord-Ouest à Nord-Est, - la sécheressefréquente des types de tempsde Nord-Està Sud-Est, - la fréquencedes calmesanticycloniques océaniques et continen- taux, ferméssur la régionmême, en généralà partir d'air océa- nique. Il convient maintenantde confronterces donnéesaux traits généraux du relief formantI'environnement du bassin-versantdu Loison. Massesd'air et relief Entre Champagneet Lorraine, Massif Ardennaiset Bassin Parisien apparaissentdeux grandesorientations du relief : - grossièrementméridiennes pour les cuestades confins champeno- lorrains,la vallée de la Meuseet la dépressionde V/cËvre, - grossièrementlatitudinale pour le rebordardennais, sa dépression périphérique,les cuestade Mosetle (à partir de Longwy), de Meuse(à partir de JametzlDun-sur-Meuse)et la Woëvre. Si I'obstacleardennais se maintientconstamment au Nord, il n'en va pasde mêmepour I'auÉole sédimentaire.L'on constate: - I'amenuisementdes bannières topographiques séparant le bassin- versantdu Loison, du domainechampenois. Du Sud vers le Nord baissentles altitudesdes cuestas d'Argonne (latitude de Bras-sur- 75 MeuselDamvillers)puis desBars (latitudede JametzlDun)au point que ces reliefs disparaissenten tant qu'obstaclesà la latitudeNord du bassindu Loison. - I'abaissementdes altitudes de la cuestade Meuse,en rive gauche du fleuve (latitudede Dun-sur-Meuse). Sansvouloir exagérerle contre-coupde cesobstacles modestes sur la trajectoire et la nature des massesd'air, il peut raisonnablementêtre envisagéquelques hypothèses : - la canalisationdes influencesà tendancesèche de secteurSud-Est par la gouttière de la Woëvre, et la stagnationrenforcée des anticyclonescontinentaux de type indigène.J. Corbonnois(1981) évoque le même phénomèneen comparant les données météorologiquesde la stationde Metz-Frescaty(pied de cuesta)et de trois postesdu front de I'avant-côtede Moselleà Vezon. - I'extensiondu phénomèneen rive gauchede la Meuseà travers I' interfluveLoison-Meuse (région de Jametz,Dun-sur-Meuse). L'effet propre des cuestasparaît plus délicatà définir. Il pourrait se traduire de deux façonsau moins : - par la dispositiongénérale du relief de I'est du bassinde Parisen amphithéâtretourné vers I'ouest.Ce qui favorisela convergence des flux pluviogènes,leur ascensionet par conséquentleur instabilité. C'est le seul véritable effet d'altitude repéré à Longuyon-Villancy. - par le nombrevariable des obstaclesen creux ou en relief offert aux flux pluviogènesde secteursud à ouest.Selon les cas, il y aurait dégradationou agradationdu caractèrepluviogène de la masse d'air, d'où diminution (Stenay,Dun-sur-Meuse) ou augmentationdes abats(Bras-sur-Meuse, Damvillers, Montmédy). C'est I'effet de rugosité,qui danscertains cas peut engendrerles effetsd'abri et d'ombre. En fonction des caractéristiquesphysiques (température, hygrométrie) de la massed'air indigènepiégêe dans la dépressionde Vy'oëvre,et de la massed'air allogèneplus ou moins rejetéeen altitudepar la cuesta,I'on se retrouvesoit en réelle situationd'abri avecun effet d'ombre étendu,soit en situationd' instabilitégénératrice d' abats. Il apparaît que les interactionsentre massesd'air et relief sont complexeset relèvent d'une étude de type micro-climatique.Le sous- 76 équipementdu bassin-versantdu Loison et de sesabords ne nous permet qu'une formulationd'hypothèses restreintes et à caractèretrès général. Quelquespoints semblentnéanmoins acquis. C'est le jeu des massesd'air qui conditionneles caractéristiques fondamentalesde la pluviométrie. Le relief module cettebase Égionale sansqu'il soit possibled'aller jusqu'à I'affirmation de I'existenced'un véritablegradient altinrdinal. Trop modestepar son élévation,le relief n'offre pas de réel obstacle auxmasses d'air. C'estplus par : 'r' - sonorientation vis-à-vis des flux (pernrrbesou non) qu'il canalise, - les conditionsvariables de renforcementdu caractèred'instabilité des massesd'air qu'il crée dans l'environnementphysique proximald'un poste, que le relief apparaîtcomme élément majeur d'une différentiationspatiale desapports pluviométriques. c) Distribution spatiale des précipitations dans le bassin-versant: les cartes d'isohyètes Nous avonstenu comptepour le tracé descartes d'isohyètes (Roche 1963) des enseignementsapportés par l'étude des relations entre précipitationet altitude. La figure I-15 donneI'allure probabledes isohyètesdans le bassin- versant du Loison en annéepluviométrique moyenne pour la période 1969-70à 1988-89. [æ premierfait marquantest I'alignementgrossier des isoplètessur les courbesde niveau.L'influence du relief sur la distributiondes précipitations est patente,mais elle semarque différentiellement. Entre deuxmôles pluviométriques (Hauts-de-Meuse et Pays-Haut),la Woëvreforme une diagonalesèche. Elle le doit: - à I'effet d'abri de la cuestade I'Oxfordien moyen sur laquelleles isohyètespassent rapidement de 900 à 950 mm sur le talus, - à I'effet d'ombrequi prolongecet effet d'abri jusqu'à I'axe de la vallée du Loison sur lequel doivent se distribuer les plus faibles pÉcipitations(entre 800 et 850 mm). 77 CARTEDES ISOHYETESI,IOYENIIES ANNUELLES Fig.I-15 ( 1969-70à 1988-89) limites de bassin-versantdu Loison (400) précipitations noyennesannuelles aux stations vILLP:NCY:'---384 ^, -t I - -\ 276'lt I I looo- t\ 5r*ttiv-- Èls'l\-DELù}-} .\ c 287 303 \\ \ BILLY/I,IANGIENNES- BOULI GNY a (84s) I I _ETAIN- a . BRAS- l (98o \ a\ HAUDIOMONT (8s3) \ 78 Cet effet d'ombre disparaît avec les petits reliefs collinaires de I'interfluve Loison-Othainqui amorcenten rive droite du Loison le plateau de reversbajocien. Iæs deux môlespluviométriques montrent une nettedissymétrie : - les précipitationsaugmentent régulièrement sur le vaste plan incliné du reversbajocien qui sembledonc affectéd'un réel effet d'altitude (consécutifà une agradationdes flux pertuôés ?) - à I'opposé la distribution plus irrégulière des altitudes et le découpaged'ensemble des massifs oxfordiens favorisent des effets variablesde rugosité,entraînant une distributionspatialement plus anarchiquedes précipitations. Cettedichotomie pluviométrique ne peut être sanseffets hydrologiques sur le Loison et sesaffluents, compte tenu déjà de I'amplitude des abats pluviométriques: 950 à 800mm, la différenceest importante,pour un espaceréduit de 348km. Mais aussiet surtoutparce que ces précipitations augmententlégèrement de I'amont vers I'aval et que les affluents (ceux de rive gauchesurtout, Thinte et Azanne)seront mieux alimentésque le cours principal.L'on peutse demander dans ces conditions : - dansquelle mesure la stationhydrométrique de Han-lès-Juvigny est représentativedu coursd'eau principal ? - dansquelle mesure le Loison est-ilun coursd'eau caractéristique du milieu spécifiquequ'est la V/oevre? Sans être modifiée dans ses grandeslignes, la situation moyenne hivernaleprésente quelques petites retouches (figure I-16) : - écart moins important entre abats pluviométriques affectant le bassindu Loison (600-500mm), - accentuationdes effets du relief sur la distribution des précipitations.Les isohyètesse calentplus précisémentsur les grandsaxes du relief : orientationgrossièrement méridienne au sud de la Woëvre, orientationnettement plus ouest-estsur le plateaubajocien et la Woëvrede Stenay, - secteurassurant ce changementde directiondes lignes du relief, le bassindu Loison fait figure de col pluviométriqueentre les zones déficitairesde Stenayet Gincrey. Ces retouchespourraient être consécutivesà un renforcementdes influencesatmosphériques de secteurouest au senslarge lors de la saison hivernale. 79 CARTEDES ISOHYETESI.IOYENNES HIVERNALES Fig.I-16 ( 1969-70 à 1988-89) limites du bassin-versantdu Lo'ison (3oo) précipitations moyenneshivernales aux stations of INO.R vil LRt'tcv-.-384 ( 617)------_ . - 270. JAI'IETZ\\ ( 51!!2) rùr I - ,-ofturonl-ssofl DELUTI" ?n? t 287 303 190 I I 279 388 \.t DAl,rVrERS BILLY/MANGIENNES- T 3) -\- \-\-, \ Y - i':_ BOULIGi{Y ,' 1 ( 508) )-/ 152- (' {( I Q: (4ee) - ETA.IN - a 0 lg) - DIOMON a\ \) 80 CARTEDES ISOHYETESMOYENNES ESTIVALES Fig.I-17 ( 1969-70à 1988-89) ----- limites du bassin-versant du Loison (2oo) précip'itations fioyennesestivales aux stat'i ons ffi,Êa -\ ' 384 STENAY vrir-nrucv1i (316) \- ?iq--s -\ \-=---l\- 2761- , 'l I utEtz t., z f'!13s)13]3; DELUTI" . 287 279_ I LLERS BILLY 347| ( a (3re) GINCREY - ETAIN- a HAUDIOMONT (335) 81 En été moyen (figure I-L7) l'écart de précipitationss'abaisse encore (350-300mm), les effetsd'abri et d'ombredu massifoxfordien gagnant en ampleur. On peut y voir trois effets : - I'affaiblissementdes apports pluviogènes de secteurouest, - la canalisationle long de la dépressionde Woëvre des influences méridionalesde secteursud-sud-est - une plus grandefréquence du piégeagede I'air indigène, généra- lementstable (marais barométrique) pour la WcËvre. L'établissementde cescartes d'isohyètes nous a confirméle rôle à la fois majeuret vané du relief dansla répartitionspatiale des précipitations. Il nous a égalementmontré que la station de Damvillers- la plus humideen moyennedu bassindu Loison- caractérisaitmieux le massifdes Hauts-de-Meuse,que la dépressionde V/oëvre. Mais seulestation de longuedurée relative du bassin-versant,nous la retiendronsnéanmoins pour l'étude descaractéristiques pluviométriques de cet espacepour la périodenormale-standard (1950-51 à 1988-89)et la périodehydrologique (1969-70 à 1988-89). Enfin, cetteréalisation cartographique va nouspennettre d'évaluer les lames d'eau moyennesprécipitées dans le bassin-versant,éIément indispensableà l'étude hydrologiquequi suivra. d) Valeurs des lames d'eau précipitées sur le bassin- versant Le planimétragedes surfacesinter-isohyètes pennet de définir la valeur des apportspluviométriques fournis au bassin-versantdu Loison pour la période1969-70 à 1988-89.Le tableauI-4 ci-dessousregroupe les résultatsobtenus par cette technique.Aucune station n'apparaissant représentativedes abats moyens du bassin-versant,nous proposons quelques combinaisonsde moyennesarithmétiques qui nous pennettront de déterminerles abatsmoyens annuels et saisonniers. 82 1969-70à 1988-89 Année Hivermoyen Eté,moyen Total moyenne hiver + été (mm) (mm) (mm) (mm) planimétragedes surfacesinter- 856 s36 330 866 isoyhètes Moyennearithmétique 855 525 329 854 Damvillers,I ametz,Delut Moyennearithmétique 872 534 337 871 Damvillers,Jametz, Monrnédy Moyennearithmétique 828 506 32r 827 Iametz,Delut. Tableau I-4 : Lames précipitéesannuelles et saisonnièresdans le bassin versantdu Loison (1969-70à 1988-89) Quelquesremarques s'imposent en préalable. Nous avons d'embléeéliminé le mode de calcul de la précipitation moyennepar la méthodede Thiessenparce qu'elle < La différenceentre ces deux chiffres nous donnantla pluie moyenne estivale, 321 mm; ce chiffre étant égal à la moyennedes abatsde Jametz (329mm) et Delut (313mm). La définition desabats moyens correspondant aux sous-bassins-versants équipésou non d'une station hydrométriquea nécessitéune approche différente. Nous ne pouvionsen effet utiliser la techniquedu planimétrageinter- isohyètesur des surfacesparfois tÈs réduites- cornmele bassin-versantdu ruisseaudu Moulin à Delut (11,5km2) - sansrisque. Aussi avons-nous,après examen des cartesréalisées, opté pour les choix suivantsrésumés dans le tableauI-5. Sous-bassinversant Précipitations Critèresde sélection moyennes [,oison-aval Moyenne Montmédy, Stationsencadrant cet impluvium Jametz Loison médian Moyenne Damvillers, Priseen comptede I'alimentationdes af- Delut, Gincrey fluentsde rive gauchepar le môle pluvio- métriquedes Hauts de Meuse Forteextension de ce sous-bassinversant dansla diagonaleGche de V/cËvre Loison aûront Gincrey Proximitédes stations hydrométrique et pluviomérique Milieu unique(Woëvre) Thinte Moyenne Damvillers, Affluent panicipantà égalitéaux deux mi- Jatnev, lieux représentéspar les postespluviomé- triques Ruisseaudu Moulin Delut Petitbassin versant couvert par ce poste météorologique TableauI-5 : Calculdes précipitations moyennes des sous-bassins-versants Iæsvaleurs des lames d'eau annuelles pécipitées dans le bassin-versant du Loison forment le premier grand volet documentaire sur lequel s'appuyeral'étude hydrologique.Ces élémentschiffrés sont donnésen annexeI-9. 84 2. Irrégularité des précipitations Les précipitations,par leur abondanceannuelle, déterminentpriori- tairementI'abondance fluviale. Par leur répartitionmensuelle et saisonnière, elles caractérisentles régimeshydrologiques et hydrogéologiques.Par leurs totaux journaliers et plus particulièrementles forts abats,elles peuvent générerles crues. Par leur absence,elles déterminentla plus ou moins grandesévérité des étiages. Combinéesaux autresparamètres aggravants ou temporisateursdu climat (insolation, température,évapotranspiration) elles expliquent la variabilité desdébits, le type et la densitédu couvertvêgétal, et finalement la plus ou moinsgrande sensibilité de la lithosphèreà l'érosion. a) Comparaison des différentes séries pluviométriques Rappelonsles limites temporellesde cetteétude : - une sérienormale-standard de 30 ans: 1950-51à 1979-80 - une sériedite hydrologiquede 1969-70à 1988-89 - un découpageannuel et saisonnieren: * aruréemoyenne d'octobre à seatembre * hiver moyend'octobre à avril * étémoyen de mai à septembre Ce dernierdécoupage généralement utilisé dans les étudeshydrolo- giquesmenées en Lorraine,sera précisé et justifié dansla suitede ce travail. Précisonsensuite que cette étude des caractéristiquesgénérales du climat régnantsur le bassin du Loison se fait sur la base des données fourniespar la stationde Damvillers. Précipitations annuelles La sérienormale standarddonne à I'annéepluviométrique une valeur de 821mm (tableauI-6) ci-après: 85 P. mm écanà la P. mm écartà la P. mm écartà la annuelle normale hivernale normale estivale normale (Vo)an- (7o)hiver- estivale nuelle nale (Vo) 1950-51à 821 493 328 1979-80 1969-70à 910 + 10,8 s63 + 14,l 347 + 5,7 1988-89 r975-76 4N - 46,4 271 - 45,0 r69 - 49,4 1982-83 1232 +50 835 + 69,3 397 + 21,0 TableauI-6 : Valeurspluviométriques annuelles et saisonnièresà la stationde Damvillers Si I'on assimiletoute annéedont la pluviométrieest compriseentre les bornesde I'intervalle de confianceà 95 Vo(IC'S = I,96 -G- ) commemé- N diocre, on recense pour la période de référence une distribution relativementhomogène de 11 annéesmédiocres, 10 annéessèches et 9 annéeshumides. Homogénéité conoborée par un faible coefficient de variation- ou rapport de l'écart-type à la moyenne des données (CV = 0,18). Par comparaison,la série hydrologiqueparaît plus humide et plus contrastée: - la précipitationmoyenne annuelle passe à 910 mm - on ne recenseque 4 annéesmédiocres pour 4 annéessèches et 12 annéeshumides - y trouvent place les deux annéesd'extrêmes pluviométriques, 1975-76et 1982-83. En conséquencede quoi, le coefficientde variabilitépasse à0,22. Il ressortdu caractèreambivalent de cette série hydrologiqueune organisationgénérale en deuxphases distinctes (figure I-18) : - de 1969-70à1975-76domine une succession d'anùées moyennes à sèches,conférant à cette première phaseune moyenne globale annuellede 718mm, inférieurede 12Voàla normale-standard. de 1976-77à 1988-89dominent les annéeshumides donnant à cettedeuxième phase une moyenneglobale annuelle de 1014mm, supérieurede 23 Voàla normalestandard. o L .cl o CL L o o L 86 vl rÉ -ct I I OJ o o L âL o o o OJ vl () () I o ùa o Èe .? be ro r() ct ro cn sr Êcn o L rO C) o (Jo E lO E rO cD co I co €o Or ro coOl I I co rr) co \ co c,] ) ô cn ,GI o cr --/ tq. ct lr) I 0) o I grlJ) o co L or ! (._ -> tJ) / o L ro r(U z__ I = vl rJ) ctr ;::" t -o VI \ t! t-u = I z, o an or v, F lrl '-\- rE) ro 3,t1 I rt) *<- g.| t! o = rg = E L o<- t r', o = Ê r€ o I o < o L r€ lO o\ V, ê- (-) trJ É, r|c| o- rJ) I v1 lJ) tÀl rr) ct o\ = o H rr) o I o l! tf) Or co I o1 u,- 87 Cette première analysemontre une caractéristiquefondamentale du climat local: son inégularité. On est alorsen droit de se demanderquel est le degréde confianceque I'on peut accorder dans ces conditions aux normales pluviométriques trentenaires? La réponsesemble s'imposer d'elle-même : c'est la prudence,car < Précipitations saisonnières L'écart relatif entreprécipitations hivernales et précipitationsestivales restepratiquement constant quelles que soientles annéesou sériesd'années considérées,indice d'une homogénéitéde fond du régime climatique. Compte-tenude sa courtedurée (5 mois), l'été n'apparaîtpas commeune saisonvéritablement sèche, puisqu'il représentebon-an, mal-an, entre 30 et 4O Vodes abats annuels. Nouspouvons d'ores et déjàen conclureque : - le type de régime pluviométrique qui en découlera restera potentiellementactif en toute saison, que ce soit pour , I'alimentationdes écoulements ou pour I'activationdes processus érosifs, - les différencesd'état hydrologiquedes cours d'eau seronttout autant dépendantsdes apportspluviométriques que d'autres facteurs tels que température,évapotranspiration, aptitude du substratà la rétentionou à la restitutionde cesmêmes apports. C'est donc principalementen fonction de sa longueur(7 mois) que I'hiver déterminele plus souventle caractèredéficitaire ou excédentaire d'une annéeparticulière. La figure I-19 démontreen effet que : I'annéesera à tendancehumide dans 90 7o descas si I'hiver l'était, I'annéesera à tendancesèche dans 75 7o descas si I'hiver l'était. Cescaractéristiquesse retrouventà des degrésvariables en années extrêmes. I 88 Fig.I-Ig TYPED'ANNEE PLUVIOMETRIQUE ENFONCTI0N DES ABATS HIVERNAUXET ESTIVAUX (I950-5I à I988.89} P hiver été sec été humide . 1982-83 oa o E a E a a a a L o a a o a P été I () o @ t- o 1975-76 "& 89 Deux années extrêmesz 1975-76 et 1982-E3 Les chiffres (tableau I-6) parlent d'eux-mêmes: avec 440 mm et L232rnrn, 1975-76et 1982-83sont bien deux annéesextrêmes pluviomé- triques.Sur le plan synoptique,elles présententdes situationsradicalement différentes. L'année 1975-76est caractériséedepuis novembre 1975 et durantle printemps 1976par la remontéedurable des hautespressions subtropicales qui entrenten phaselors de l'étê 1976avec des anticycloneschauds de surface, créant ainsi une situation anticycloniquemixte exceptionnelle (I. Roussel-Trautsolt1979). Les types de temps cycloniquesqui avaient dominé en court intermèdeen janvier 1975, ne reprendrontqu'en septembre1976. Les conséquencesen sontpour le bassindu Loison un effondrementdes précipitations: - l'écart à la normaleannuelle atteint 46 7o - I'hiver et l'êté sont tout autantaffectés, les écartsaux normales saisonnièresse situantrespectivement à - 45 et 48 Vo. L'année 1982-83est au contrairemarquée par la répétitionde types de tempscycloniques d'origines variées. Dès décembre1982, c'est une dépressioncentrée sur la Mer du Nord qui établit un courant perturbé océaniquede nord-ouest.En avril, on remarqueplus particulièrementI'alternance de fronts froids et de fronts chaudsliés à la forte activité du flux zonal d'ouest,balançant entre le nord et le sud de la Lorraine(P. Paul- I. Roussel,l985). L'hiver reçoit en conséquencedes apports non seulementsupérieurs de 69 Voà la normesaisonnière, mais égalementde peu supérieursen valeur absolueà la normeannuelle, soit 835 mm. Le début de l'êtê n'est pas en reste,puisqu'en mai c'est une clyclogénèsenée d'une couléepolaire sur la Méditerranéeoccidentale qui s'installesur I'Europecentrale où elle surmonteun courantfrais de nord à nord-ouest.Ce retour d'est durablebloque la circulation zonaleavec pour conséquencedes précipitations abondantes. Mais commela suitede l'été est dominéepar destypes de tempsplus stables,la précipitationsaisonnière ne s'écartequ'assez modestement de la norme: + 21 7o. C'est donc, on le voit, la variétédes typesde temps qui confèreau climat local sesdeux caractéristiquesde base: - un régime asseztamponné à deux saisonspresqu'également humides 90 - une grandeinégularité dans la force des abats,tant annuelsque saisonniers. La troisièmecaractéristique, le relief, n'intervenantnous I'avons vu que par les < effets d'obstacleet d'abri s'exerçanten fonction de la directiondu courant perturbé> (P. Pedelaborde1957) et non d'un simple effet d'altitude.Le caractèreinégulier de la pluvioméffieest pÉcisé dansl'étude fréquentiellequi suit. b) Répartition fréquentielle des précipitations annuelles et saisonnières La loi normale,dite égalementde Gauss,apparaît comme la mieux adaptéeà l'étudede la distributiondes précipitations annuelles des régions tempéréesocéaniques (P. Dubreuil L974auquel nous renvoyonspour les détailsmaintenant classiques de miseen applicationà la méthode). La Lorraine ne déroge pas à cette règle (4. Mentré-Hildenbrand 1986),y comprispour les valeurssaisonnières, comme le prouvela figure r-20. La faible valeur des coefficientsde variationen sérienormale-standard augurait d'ailleurs de cette présomptionde normalité des échantillons: CVannée= 0,18 CV hiver=0,27 CV été=0,25 Le tableauI-7 présenteles principalesvaleurs caractéristiques. Phasesèche Phasehumide Récunerpe r00 50 20 10 5 Nmmale.s 5 l0 20 50 100 théuique l95G5r à 1979-80 Année mm 46 508 570 626 693 822 950 l0l8 r074 1136 tr77 Hiver mm r77 2t4 269 319 379 494 608 69 7lE 774 811 fue mm 133 156 190 220 257 328 39 435 46 500 523 Tableaul-7 : Prêcipitationsfiéquentielles annuelles et saisonnièresà la stationde Damvillers(1950-51 à 1979-80) Ce tableaumontre que la valeur de la précipitation annuelleatteinte ou dépasséeen 10,50 et 100ans en phasehumide, est respectivement L,23-I,38 etl,43 fois plusélevé que la normalepluviométrique 1950-51 à 1979-80. En phasesèche, les écartsse creusentencore, les valeurspécitées étant 1,31-1,62 et 1,76fois plusélevées que la normale-standard t^ G, ttl i; ô- z, I t\ I _.-.____ - o t! t::- = gJ tJ1 LlJ |JJ = = tt F lal UJ J -J u z, z z - r! =F =t! t! v1 - è(o €\{5SÔN .o = oooaaoe 9PR ôééaeea 6ér-rÉu) Ce déséquilibreentre phase sèche et humidese creuseencore en été et en hiver. Pour ne retenir que les valeurs des fréquencesdécennales, on trouve : - 1,32en étéhumide - 1,49en été sec - 1,35en hiver humide- 1,55en hiver sec. En conséquencede quoi les duréesde retourthéoriques obtenues pour les annéesextrêmes,1975-76 et 1982-83,seraient respectivement de I'ordre de 175 et.250ans ; valeursqui s'écartentde I'ordreplus ou moins cinquan- tennalattribué généralement à cesdeux épisodes. Cette singularité des résultatsobtenus nous semble résulter d'un concoursde quatre circonstancesdont les trois premièressont d'ordre méthodologique. l-a première tient au fait que travaillantsur une sérietrentenaire, nous sommesen limite de fiabilité de la méthode,car < la prudenceexige que I'on ne recherchepas un quantile dont la probabilité d'apparition correspondeà une périodede retour supérieureau triple de la longueurde l'échantillon>> (P. Dubreuil 1974). l-a deuxièmetient au découpageen annéed'octobre à avril adaptédans cetteétude. Travaillant en annéesciviles sur Ia série1950-1980, A. MentÉ- Hildenbrandcalcule pour la pluviométriecentennale de Damvillersdes abats de 1201mm en annéehumide et 431mm en annéesèche. Tout en restant du mêmeordre de grandeurque les nôtres,ces chiffres n'en sontpas moins dissemblables. l-a troisième circonstancerecoupe partiellement les deux premièreset rejoint les réservesque nous émettionsà proposde la représentativitédes sériespluviométriques de 30 années(cf. supra).L'ajustement de la totalité desprécipitations annuelles mesurées de 1948-49(année de réactivationdu posleaprès I'intermède de la secondeguerre mondiale) à 1988-89,soit 40 ansdonne des résultats plus prochesde ceux communémentadmis : - duÉe de retour d'ordre quarantenaireen 1982-83 - duréede retourd'ordre nonagénairc en 1975-76 La quatrième circonstancenous ramène à la réalité du terrain,et nous sembleattribuable à I'effet relief subi par la station de Damvillers et une bonne partie du bassin-versantdu Loison. En année humide, lorsque dominentles circulationsde secteurouest I'effet d'abri de la cuestaest limité. C'est au contraireI'effet de rugositédes reliefs environnantla station (cuestaet buttes-témoinici) qui favorise I'instabilité des massesd'air, renforceleur caractèrepluviogène et provoquedes rabattements le long des versantssous le vent. C'est donc bien la multiplicationdes obstacles orographiquesqui augmentela pluviosité comme I'avait déjà constaté 93 J. Corbonnois(1981) : par flux d'ouestde vitessesupérieure à 4,5 m/s, I'effet d'abri estplus net en pied d'avant-côte(Vezon). Par contre,en année sèche,le relief accroît la diminutiondes abats(c'est I'effet d'abri proprementdit) et ce jusqu'à quelqueskilomètres du front de côte: c'est I'effet d'ombre. L'effet relief est doublementperturbateur et cette ambivalencese traduit notammentpar des anomaliesaux fréquencesélevées dans la distributiondes précipitations. Même si un allongementde la sérietestée permetd'y remédierdans une certainemesure, il sembleacquis à travers I'exemple testéque I'on doive respecterla spécificitéde ces milieux traditionnellementqualifiés d'abri : I'accentuationdes caractères d'abondanceet d'indigence. 2. Régime pluviométrique La répartition mensuelledes précipitationsdans I'année et ses variations conditionnentpour partie l'écoulementsaisonnier, et en conséquencele régimedes flux hydriquesaériens et souterrains a) Régime pluviométriqueannuel La Figure I-21 montre que d'une sériepluviométrique à I'autre, le régime de répartitiondes précipitationsest reconduitdans ses grandes lignes,les différencesportant principalement sur I'ordre de grandeurdes moyennesmensuelles. La sérienormale standard confirme ses caractères de moindrehumidité et de plus grandehomogénéité: - la moyenneintermensuelle se placeà 68 mm contre76 en série hydrologique - le rapportdes modules intermensuels extrêmes est de 1,59contre 1,73en sériehydrologique - quatremois seulementparaissent franchement excédentaires, contre5 en sériehydrologique. Toujoursen se référantà la sérienormale, il apparaîtque le régime annueldes précipitationsest du type ( à deux maxima peu marqués,le principal en saisonfroide, le secondaireen été>> (R. Dion, in R. Frécaut 1983).La terminologiebimodale utilisée jusqu'ici trouve un début de justification, sansqu'il soit encorepossible de borner avec précisionces deuxsaisons de base. 94 Fig. I -21 Régimespluviométriques à la station Damvillers(1950-51 à 1979-80 et 1969-70à t988-89) 't969-70/1988-89 1950-51/1979-80 Fig.l-22 Coefficients de variation mensuelsdes précipitations Damvillers.l950-51â 0.7 à la station de I 979-80 à I 988-89 À. 1950-51/197s-80 1969-70/1988-89 95 Constatonsnéanmoins qu'avril et octobre font figure de mois- charnières. Le premier conclutla régressiondes précipitations hivernales depuis le maximum de décembre,le secondmet un terme au maximum secondaire d' étéculminant en août-septembre. La sériehydrologique, en dehorsde son caractèreplus humide, trahit une certainemobilité du régimepluviométrique par: - un élargissementdu maximumhivernal à octobrp,février et mars - un renforcementdes abatsdu maximumsecondaire en mai et juin principalement - le déplacementde la récessionestivale d'octobre à août. Ce régimecomplexe et mobile milite < sansambiguïté dans le sensde la notion de carrefourclimatique > applicableà la Lorraine septentrionale (P. Pagney1975 et 1988),caractérisée par un régimeocéanique à forte influencecontinentale. C'est qu'avec 60 Vode temps cycloniqueset I0 7o d'anticyclones d'origine océanique,I'influence maritime est largementmajoritaire sur les confins orientaux du Bassin Parisien; les 30 7o têstantcolrespondant aux typesde tempsanticycloniques continentaux. En hiver, les circulationscycloniques de nord-ouestà sud-ouest dominantes,apportent les précipitations.L'hiver est donc bien une saison marquéepar I'océanité.Un tempsde secteurouest ne s'appliquantsur une région donnéeque de 1 à 3 jours, en généralil en découlecette variabilité déjà constatée,qui estune caractéristique fondamentale du tempsocéanique. En été, si les circulationsanticycloniques et cycloniquesd'origine maritime dominent également,elles sont confrontéesaux types de temps anticycloniquescontinentaux qui apportentla chaleurestivale. L'influence océaniquefournit les massesd'air humideset "fraîches",que le continent "chaud" et rugueuxrendra instables et donc pluviogènes: < b) Variabilité des précipitations mensuelles L'étude des coefficientsde variation mensuels(figurc I-22) confirme les caractèresde variabilitéet de mobilité du régime. C'est en sériehydrologique que la variabilité mensuelleest la plus forte, sansparaître toutefois extrême: aucunmois n'atteint un coefficient égalà l. 96 Plus particulièrementen série hydrologique, octobre et avril confirmentleur caractèrede mois-charnièresavec les plus forts coefficients de variation mensuels: instabilité liée au balancementdes massesd'air polaireset subtropicales. En avril on assisteen effet à la dominationtantôt des massesd'air froides"hivemales" en retrait,tantôt desmasses d'air chaudes"estivales" en progression. En octobre,c'est le balancementsaisonnier du front polaire qui par sa position permetou non l'arrivée sur nos régionsdes perturbations d'ouest. A I'inverse, avec descoefficients de variationmensuels nettement plus faibles- tant en série normale qu'en série hydrologique- novembreet mai confirmentleur caractèrede mois régulièrementhivernal pour I'un, estivalpour I'autre. Les bornes saisonnièresdéduites de l'étude du régime généraldes précipitationstoument donc autourdes deux mois d'octobreà avril; leur rattachementà I'une ou I'autre des deux saisonsne pouvantencore être pÉcisé. c) Extrêmes pluviométriques mensuels I-es valeurspluviométriques mensuelles exrêmes sont rcportéesdans le tableausuivant : 1950-51à o N D J FMAM JJA S 1979-80 ma)omum t34 172 230 T4I 187 156 118 187 134 r28 r59 138 mensuelmm minimum 2 t7 4 2 0 2 4 26 0 t4 7 0 mensuelmm 1969-70à 1988-89 modmum 2t3 135 r93 t97 187 r82 r57 176 t4 170 r6 19l mensuelmm minimum 2 T7 19 4l 6 4 l4 32 8 t4 7 26 mensuelmm TableauI-8 : Précipitationsmensuelles exrêmes à Damvillen. Séries1950-51 à 1979-80et 1969-70à 1988-89 97 On constateà la lecturedu tableauque les écartspluviométriques pour un mêmemois sontdans I'ensemble élevés, la sécheresseabsolue n'étant pas un phénomènerare. Les nuancesrepérables sont donnéespour ce qu'elles valent,compte tenu de I'inégalitédes séries comparées : 30 anspour la série normale,20 anspour la sériehydrologique. Retenonsnéanmoins que : - cesforts écartstraduisent bien la doubleinfluence du relief sur les abats - la sériehydrologique confirme par sesmaxima gênéralementplus élevésson fort caractèrepluviogène - quatre mois toutefois (octobre,novembre, juillet et août) lui doiventles minima observés depuis 1950-51. En nous référantà la seulesérie hydrologique, il en découleau moins trois grandstypes de conséquencesprobables sur les écoulements. Quelles que soient les contraintesimposées par les autresparamètres conditionnantle régimehydrologique, la probabilitéd'enregistrer des crues en tout mois de I'année,et a fortiori en toute saison,doit être tenuepour une certitude,même si les maxima d'été sont en généralplus faibles que ceux d'hiver : de I'ordre respectivementde 150-180mm contre 180-210mm. Si I'on doit s'attendre en principe au synchronismehiver pluviométrique/hauteseaux - été,pluviométrique/basses eaux, ces demières pourrontse présenteren n'importequel mois d'hiver: les minima mesurés en témoignent. Enfin, la quasi-absencede précipitationslors de certainsmois (octobre, févrieç mars,juin, août) doit permettrelors d'annéesexceptionnelles : - I'extensionde Ia périodede basseseaux, voire d'étiage,aux premiersmois d'hiver (octobre-novembre-décembre) - I'existencede basseseaux, voire d'étiages,au cæur de I'hiver (février) - le placementde l'étiage estivalen n'importequel mois d'été, de juin à septembre. Cette variabilité du climat local ressortbien à des degrésdivers de l'énrdedu nombrede jours de précipitationssolides et liquides,ainsi que de leur intensitéen 24 heures. oe oor @co co co tl tl Gogr @È 9904 gr qr 6;Jn ,6 'o r€ ,€ OF o È6 6È tl ll oo oo €6 o€ oo oo L GJ 'a cn z@ tt g ag € t!é 3 o L 3,6 G, LO =r (ul 0) \0 6Cn o EF C'l U '\-\ XF 6 ÉtÉ ) ol o pn oq o U.F ,oL L'O N I r\OnSO o |! oor co co oo tl co@ or@ ll È@ coo oo coÈ o0r rG ,€ ,o ro FO nr o- tl Èo oo tl r€ oro oo @n gio L o E G o r6 ,/i i 6 tr P / It o C! oo À ti P 90(n () t{ 6CDCO ,(u L p I I L o 'É6CO CL \ ii c!ts @ .F C'\ CN OJ o (,FF !t r{, >i) L,GI€ À L fi. € FO t g o6È o o îttl ocn "l (, o6€ (U LCNC'r E =-P >,} o 6' OJ L o 0, ('i L' O'F Ê 'ÉL o ro z ovl É L ii c 60 N= ,l-- I -.1i CD 6 d) Durée et intensité des précipitations. La neige En sérienormale, la moyenneinterannuelle des jours de précipitations est de 143,les extrêmesayant été enregistrésen 1958-59(103 jours) et 1979-80(190jours). La rêpartitionfait preuved'une granderégularité (figure I-23a), les moyennesmensuelles variant de 10 à 14 jours, et les coefficients de variationmensuels entre 0,32 et 0,52(fTgure I-23b). Elle fait apparaîtreun découpagesaisonnier de novembre à mars (précipitationsplus fréquentes)et d'avril à octobre. Ce schémaest sérieusementmodifié en sériehydrologique qui affirme soncaractère plus humideet moinsinstable. I-a moyenneinterannuelle passe à 169jours, les extrêmesétant également en hausse: 111jours en 1975-76 et 217jours en 1987-88.La valeurplus forte et I'amplituïê plus faible des coefficientsde variationmensuels confirment le caractèrede cettesérie. Plus convaincanteencore se trouve être l'étude desabats journaliers en 24 heures,caractéisant d'une certainefaçon I'intensitédes précipitations et donc leur aptitudeau ruissellement,à l'érosion et au déclenchementde crues brutales. D'une façon générale,les abats-recordspeuvent paraître d'une modestieaffligeante en regardde ceuxque l'on connaîtpar exemplelors des aversescévenoles (M. Pardé1933). De I'ordre de 30 à 50 mm en 24 heures essentiellementen août, juin et novembre,ils reflètent tout autant la distributionsaisonnière des précipitations que leur caractèreagressif. Tant en sériesnormales qu'hydrologiques on peut opérerun découpage simpleen hiver et étépluviométrique (figure l-24a). En hiver pluviométrique(octobre à avril), I'intensité maximale journalière des précipitationsculmine en novembreet diminue plus ou moinsÉgulièrement jusqu'au minimum d'avril. En été pluviométrique(mai à septembre)on assisteà un renforcement desabats journaliers qui culmineavec Ie maximumsecondaire d'août. Les coefficientsde variation mensuels(figure I-24b) permettentde préciserquelques caractéristiques pluviométriques. La conjonctiond'intensité et de variabilité fortes desprécipitations de juin et août dénoteleur caractèreorageux ; cette instabilité aérologique étantliée nousI'avons vrr au conflit entremasses d'air chaudindigène piégé dansles grandesdépressions (Woëvre) et I'air plus frais d'origine maritime circulant librement en altitude. C'est donc I'océanité dominantedu climat qui fournit au continentles massesd'air dont I'instabilité seragénéÉe par les effets du relief. Le tout donnant naissanceà la culmination pluviométriquesecondaire estivale. r00 Le mois d'octobre accentueson caractèrede charnièresaisonnière, avecdes coefficientsde variationélevés montrant une forte amplinrded'une série à I'autre. Il le doit essentiellementà < 1969-70à 1988-89 N D J F M A M Annê Nombrede jours de 1,3 2,6 4,8 2,9 1,8 1,2 0,1 l5 précipitationsneigeu - ses Pan dansla précipita- 4,3 8,3 15,4 lo,2 5,8 4,0 tion mensuelle(en Vo) Plusgrand nombre t2 7 l3 6 7 5 3 37 dejours de précipita- tionsneigeuses TableauI-9 : Précipitationsneigeuses à Damvillers (1969-70à 1988-89) Sans être marginal, le phénomènenival paraît très secondaire.Il n'intervient en effet qu'une quinzainede jours par an en moyenne,les extrêmesvariant de 3 jours de précipitationsneigeuses (en partie ou totalité) en 1981-82à 37jours en 1985-86. Cesprécipitations neigeuses sont présentes de novembreà avril et n'ont été rencontréesqu'une seulefois (3 jours) en mai 1978: avril sembledonc pouvoir être considéÉcornme le dernierdes mois d'hiver pluviométrique. Ce sont les mois de janvier-février-décembrequi sont en moyenneles plus affectés par les chutes de neige dont les conséquencessur les écoulementsseront à la hauteurdes modestes parts de pÉcipitationsqu'elles représentent. 101 Pourtant,s'il faut en croire une étude relative aux chutesde neige à Nancy de 1881 à 1983 (I. Roussel1983), les annéesrécentes seraient marquéespar une intensificationde chutesde neigeliée au renforcementdes circulationsocéaniques d'ouest en saisonhivemale. CONCLUSION En dépit du caractèrerécent et souventlacunaire de la documentation, il est possiblede dégagerles grandestendances de la pluviométrie dansle bassin-versantdu loison. Avec une précipitationmoyenne annuelle de 855 mm en série hydrologique-pourtant plus humide que la série normale 1950-51à 1979-80- le bassin-versantdu Loison appartientà la vaste "diagonale sèche"de Lorrainequi s'étendde la valléede la Meuseà la régionmessine. Pourtantcette faible pluviométrie d'ensemblerecèle de forts contrastes locauxliés à la dynamiquedes masses d'air dominantesde secteurouest et aux effets d'un relief d'orientationméridienne. La rugositédu relief accroîtle caractèrepluviogène des masses d'air : les Hauts-de-Meuseet le Pays-sous-les-Côtesapparaissent alors comme un môle pluviométrique,tandis que le centre de la dépressionde Woëvre profite d'un réeleffet d'ombre. Mais avecun amoindrissementdes influences de secteurouest, I'effet d'abri se renforcesous les côtes,l'effet d'ombres'étend en Woëvre,et I'on assisteà une chuteimportante des pÉcipitations. Il en découlede forts contrastesconférant au climat local un caractère d'irrégularité marquée.Irrégularité interannuelleavec la juxtaposition d'une séquenceà tendancesèche dont I'année 1975-76marque le point d'orgue,et d'une séquencehumide dont I'année1982-83 forme le cæuret le sommet.Irrégularité mensuelleà traverslaquelle toutefois se dessineune organisationsaisonnière. L'hiver pluviométriquequi s'étenden générald'octobre-novembre à avril-mai, est marquépar la dominationnon exclusivedes types de temps océaniques,pourvoyeurs de précipitationsprincipalement liquides, dont la force, la durée et I'intensité sont néanmoinsmarquées du sceau de I'irÉgularité.C'est la saisonhumide par excellence. L'été plus court, conjuguantles effets de la continentalitéet de I'océanité,èst marquépar une reprise secondairedes précipitationsde forme nettementorageuse. Il ne présentepas de véritable répit dansles apports. t02 Le régimepluviométrique correspond donc à un climat de transition entre un océanismedominant en toute saisonet une continentalitéplus présenteen été. C'est à cette confrontationdynamique de massesd'air différentes, arbitrée par le relief, que la pluivométriedu bassin du Loison doit ses caractéristiquesde fond. Ce type de régime pluviométriqueapparaît par ses contrastes potentiellementactif en toute annéeet toute saison,tant pour la réalisation d'extrêmeshydrologiques, que pour I'activation des processus érosifs. UI - LES DONNÉES THERMIQUES ET LE BILAN HYDRIQUE Le bilan hydrique d'un bassin-versantprend en compte les précipitationset l'évaporation,abstraction faite des écoulementset des éventuellesréserves souterraines. Or l'évaporationdécoule de la plus ou moins grandecapacité de I'atmosphèreà absorberla vapeurd'eau, donc de l'énergie due à la radiationsolaire et à Ia températurede I'air. 1. Insolation et température Régléepar le cycle cosmique,la premièreimprime à la secondeune régularitéque ne possédaientpas les précipitations.Nous verronstoutefois que la dynamiqueatmosphérique introduit une variabilité non négligeable qui se répercutenécessairement sur le découpageet les caractéristiques saisonniers. a) Insolation Mesurée à la station de Metz-Frescaty,la moyenne annuelle d'ensoleillementpour la série 1950-51à 1979-80est de L546 heures (figure I-25). La série hydrologiqueest nettementplus ensoleillée(1634 h), en particulier lors de la séquencepluviométrique sèche de 1970-70à 1975-76. Cette dernière année représentantle maximum d'insolation mesurée (1977h), le minimum I'ayant été en L953-54(1146h): les contrastes annuelssont donc forts. 105 Fi9.I-25 Valeursannuelles de l'ensoleillement à Metz-Frescaty 1950-51à 1988-89 (en heures) 1975-76 Fi g. I -26 Régimed'ensoleillement à lrtetz-Frescaty Séries 1950-51à 1979-80et 1969-70à l988-89 (en heures) 1969-70à l98B-89 1950-51à 1979-80 104 Tant en série normale qu'en série hydrologique, le régime d'ensoleillementoppose très nettementune saisonde faible ensoleillement (octobreà mars) et une saisonde fort ensoleillement(d'avril à sepæmbre) (figure I-26). L'insolation moyenne annuelle dépend fortement des caractéristiquesde cette demièrepériode qui fournit un peu plus de 70 7o de I'ensemble. Les minima sont enregistrésen décembreet janvier, le maximum se plaçant en juillet, suivi de juin ou d'août selon les séries.La série hydrologique présentepar rapport à la série normale un renforcementde I'ensoleillementde novembreà février, et surtout en juin-juillet-août, septembredans une moindre mesure. Seul, octobre conserve des caractéristiquesconstantes et neffesde premiermois d'hiver radiatif. Les processusradiatifs déterminantpour partie les aptitudes de I'atmosphèreet de la biosphèreà évapotranspirer- et donc à éventuelle- ment entraverles processusd'érosion et d'écoulement- le rapprochement desfigures l-26 et I-21 appellequelques remarques. Quoiquefort variables,les précipitationsd'octobre devraient profiter du caractèrehivemal marquéde I'ensoleillement:diminutions de I'activité végétaleet de l'évaporationdevraient peu ou prou favoriser la reprisedes écoulements.Ensuite, ceux-ci devraient se renforceravec la conjonctionde précipitationsplus fortes et d'une radiationplus faible, au moinsjusqu'en mars. A I'opposé,septembre paraît - en vertu de son fort ensoleillementet de la médiocritéde ses précipitations- figurer le dernier mois de l'été ordinaire: les bornes extrêmesd'un cycle annuel moyen semblentse préciser, la fixation du passagede I'hiver à l'étê restant encore problématique. Enfin, lors du maximumpluviométrique secondaire d'été,les apports radiatifs sont largement excédentaires: les conditions d'une forte évapotranspirationsont alorsréunies. En dépit d'une forte variabilité des paramètresclimatiques étudiés - auxquelsnous allons ajouter les températures- le régime hydrologique devraits'en ressentir. 105 Fig.l -27 Températuresmoyennes annuelles à Jametz Série I969-70à 1988-89 ll l0 9 I Fi9.I-28 TEMPERATURESMENSUELLES MOYENNES MINIMALES ET MAXII.IALESA JAI.IETZ (1969-70 â I9B8-89) liloyennedes maxima mensuels Hoyenneannuelle I'loyennedes minima nensuels 106 .8 \o c) Ê ôlo oo rô æ Ë É Érr cqO O\O !ô .Ë R oo tr æôl [\ Fi (t) r-O ô| Cll r-O O\O cqO \o (l) \o \o o O\ F{ c'l o- r-O \o O\O cel O \OO C1 cl ôl cË|< co o\ æ lôÊ qo^ dO () cqO c-O \o "ct c{ (t) æ \o .9 qq c{o rô c) O\O ÊO rôO (fl ôl (!)O\ t?æ (rl ul F{ .^æ c\ ôl ôl r< ôl ç_ _^æ \oo æO ôto s fi o' Ei zctl o\ (\ cl vl O\ rr N 9,o oI: ôlo cîo r-O c?l EO\ --\o 60\ $ f- (â f\ ri rôN -i ("I o\ \_/ O\O \no \o 9H Ocî (l -) .=tsÊ9 o\ N Xd rô d(\ æ rL c.l \('I cllr- \ôO ôl F{ Ëc) I ^E t)À c?| 96 C{O ææ cr| Or rô rr (\ cao o\ 'aE'Ë I 'Ëov) c* æ \O. â \ a6 o$ !ôo NO æ lJ'= 6E =c) c.l r* æ tôO (\lÈ O\N o\ 3E z æO IO \ô o) ct) C1 v-) g o qq Or< Sr< \o = ço ço oïd rô GI Ér \rl) rtt È tt,() () ()u) E cl E! ? tr o ,!) É C) â F g x o cl a A tr Fi trFi ë ,a7 ,a7 a) I PU PU EÙ , = = o = É E= cl rt) \il)É c) Ê. o. B o. p E E E cl .q) E F Ë F Ê t07 b) Température Rappelonsque nous ne disposonsde donnéesthermiques que pour la série t969-70 à 1988-89,et ce au prix d'opérationsd'homogénéisation, d'extensionet de comblementde lacunes: l'étudequi va suivresera donc réduiteà l'essentiel.Si tant est que la stationde Jametz(200 m d'altitude) soit représentativedu bassin-versantdu Loison, on peut admettreque la températuremoyenne annuelle s'établit à 9o, les extrêmesayant étéde 82 en 1985-86et de 10o2en 1988-89(figure I-27). Avec un coefficientde variationde 0,06, la sériedes 20 annéesétudiées ne montre guèrede grandesvariations. Il en va autrementdes températures mensuelles(Tableau I-10). Le régime thermique révèle I'existence de 2 saisons aux caractéristiquesnettement tranchées (figure I-28). Une saisonà tendancechaude, de mai à septembredont nousrésumons les caractéristiquesprincipales. Les températuresmoyennes mensuelles sont nettementet régulièrementsupérieures à 10o.Le maximum se place en juillet (17"1), suivipar août (16"7). Les moyennesdes minima sont supérieuresà 5", les moyennesdes maximatoument autour de 20" (18,2à 23,7).Les coefficientsde variation desunes et des autresprouvent, pff leur faiblesserelative, I'homogénéité interannuellede cescaractéristiques estivales, La statistiquedes jours dits d'été- températuremaximale égale ou supérieureà 25" (R. Frécaut1967), corrobore ces limites saisonnières (TableauI-11). o N D J FMAM JJ A s Joursd'été * 2 5 8 7 2 Joursde gelee * 5,3 8,4 13,0I1,3 2,0 I Jourssans dégel 1,7 3,5 8,3 4,3 * * présenceépisodique TableauI-ll : jours d'étê,de gelée,sans dégel, à Jametz (moyennes1973 à 1989) Même si les donnéesde ce tableaudoivent être considéréescomme un simple sondage- la repÉsentativitéde la série utilisée ne pouvant être démontrée en raison du caractèremédiocre de la documentation thermique- elles indiquent que de mai à septembresont annuellement 108 réaliséesdes conditions optimales d'une réductionsévère des écoulements : évaporranspirationmaximale et précipitationsréduites (R. FÉcaut L972). Les courbesombrothermiques des années 1975'76-sèche-et 1981-82 - humide- prouvent d'ailleurs qu'en tout type d'année, les conditionsd'une sécheressephysiologique sont approchées ou réaliséesen un ou plusieursmois (figure I-29). La saisonfroide court d'octobreà avril. Les températuresmoyennes mensuelles sont inférieures à 10", le minimum se plaçanten janvier (l'3) suivi par février (2"1) puis décembre (2"6): par lzur relative modestie,elles signalentle caractèreocéanique dominantde cettesaison. Les moyennesmaximales restent inférieures à 15o, alors que les minimalessont négatives de décembreà février. Remarquonsque minima radiatifset thermiquesne coihcidentpas,. les températurei étant les plus faibles en janvier (températuremoyenne.) et février (températuresminimales), alors qu'insolationet duréeastronomique du jour sont au plus bas en décembre: les facteurs cosmiquessont conirecarréspar la dynamiqueatmosphérique. En janvier, la succession rapide d'antiôylonescontinentaux et de pertlrbations océaniqgesse fait porr.voyeusede froid "continental" et d'humidité "océaniquel'.En février, i'atténuation du contrastethermique entre océan et continent permet I'extensionsur I'Europeoccidentale de I'anticycloned'Europe centrale, et favorise la continentalisationet la stabilisationdes perturbationsd'ouest (P. Pedelaborde1957). Cette situation synoptiqueentraîne la réalisation fréquentede types de tempsclairs, secset très froids-: par sa rémission pluviométriqueet I'apparition de minima thermiques,février paraît le plus "continental"des mois d'hiver. En moyennepourtant - avec toutes les réservesémises précédem- ment- c'est janvier qui présentele plus grandnombre de jours de gelée (températuremoyenne < 0o - tableauI-11). Ceux-ci sontprésents épisodiquement à partir d'octobre,régulièrement ensuitejusqu'en avril: cette périodecolrespond bien à la saisonfroide, mêmesi le thermomètredescend quelques heures encore sous 0" en mai (les < Saints de glace>). Ces jours de gelée résultentprincipalement d'un déséquilibreéntre minimales et maximalesjournalières: la réalisationde cyclel de gel-dégel parfois pluri-quotidiens leur confère un impact essentiellement morphologique et biologique. 1975-76 80 109 Prm Pmn 50 Fig. I-29 couRBEsoMBRoTHERMTQUES DUBASSIN DU LOISON POURLES ANNEES t 981-82 1975-76et l98l-82 \ 110 Par contre, les jours sans dégel ont une action plus directe en hydrologie, car ils peuventstopper I'infiltration (gel du sol) et favoriserla baisse des écoulements(capitalisation glacielle). Tel fut le cas le 3l décembre1978,lorsqu'à des pluies abondanteset un tempsdoux, succéda brutalementun froid vif et sec qui entraînale blocage immédiat du thermographede Jametzpuis un englacement- total pour le Loison, partiel pour la Thinte- du ler au 9 janvier 1979. Que ce soit par la force de I'amplitude thermiquemoyenne annuelle (15'8), par la présencerégulière - quoiqueà des degrésdivers - du gel d'octobre à avril, ou par la présencede jours d'été,de mai à septembre,le régime thermique du bassin-versantdu Loison traduit une réelle continentalisationd'un fond climatiqueocéanique. Il s'agit donc bien d'un climat de transitiondont la caractéristique première est d'être < 3. Evapotranspiration et bilan hydrique du bassin-versant En ne retenantque deux paramètresclimatiques - apportspar précipi- tationset pertespar évapotranspiration- il est possibled'arrêter synthéti- quementle cadresaisonnier conditionnant les phénomèneshydrologiques et de fixer I'ordre de grandeurthéorique des écoulements. a) Méthodes et formules utilisées Les méthodesutilisées reproduisentdes schémastrès procheset font appelà quelquesnotions que nous commencerons par définir, ainsi qu'à des formules théoriques que nous rappellerons.Cet exposé thématique conserveravolontairement un profil bas : il n'entre pas dans notre propos immédiat de critiquer schémas,définitions et formules; cela se fera si besoinest dansl'étude hydrologique. 111 Rappelonsdonc préalablement que : - l'évapotranspirationpotentielle, ETP, représentela quantitéd'eau qui serait évapotranspiréesi les apportset les réservesen eau étaient suffisantspour compenserles pertes dues aux facteurs physiques(pouvoir évaporantde I' atmosphère),hydrogéologiques (état de la surfaceévaporante du sol) et physiologiques(nature et état de la végétation) - l'évapotranspirationréelle, ETR, < Dans sesgrandes lignes, la démarcheprésidant à l'établissementdu bilan hydriqueprésuppose : - I'existenced'un hiver hydro-climatiquecaractérisé par la reprise d'écoulementset la constitutionde réserves.tæs précipitations sont supérieuresà ETP qui est donc satisfaite.En raison de I'abaissementdes températureset de I'arrêt de la transpiration végétaleon pose ETP = ETR. Cette égalité est maintenueen cas d'insuffisancemomentanée des pÉcipitations, par un prélèvement dansla Éserveutile supposéecapable de satisfairecette demande exceptionnelle. - I'existenced'un été hydro-climatiquecaractérisé par l'élévation des températureset la reprisede I'activité vêgétale.La demande d'évaporationest supérieureaux apports: ETP > P. En dehors de mois exceptionnellementhumides, on admetalors que la totalité desprécipitations est évapouanspirée,et que la demandehydrique est satisfaitepar la réserve utile : ETR = ETP = P + RU. En cas d'épuisementde RU, l'évapotranspirationse confondavec les apports: ETR = P. En général donc il n'y a plus de surplus hydrique profitable aux écoulements. Ceux-ci résultent uniquementdu destockagedes Éserves hydrologiques hivemales. tt2 Parmi les nombreusesformules empiriquespermettant d'évaluer ETP et ETR, nous avons retenupour leur classicismeet leur mise en Guvre simple, les formules d'ETP mensuellede Thomthwaite (modifiée par L. Serra), ainsi que les formules d'ETR annuelle de L. Turc et A. Coutagne. La formule de Thornthwaiteramène les nombreuxfacteurs de I'ETP à une relation généraledu type ETP = f (T). Soit : T ETP mensuelle(mm) = 1,6 (10 )oK où : I T = températuremoyenne d'un mois I = sommedes indices mensuels i de I'année,avec i = 0,09 T1'5 o= I+0,5 #*IUU K coefficientcorrecteur mensuel en fonction de la latitude. Les formulesde Turc et Coutagnepermettent le calcul de l'évapotrans- piration réelle en fonction de la températureet desprécipitations. ETR annuelle Turc = (mm) avec: P = pÉcipitation annuelleen mm T = températuremoyenne annuelleen degré Celsius L= 300+25 T+ 0,05T3 ETR annuelleCoutagne : P - À P2 (m) avec: I 0.8+0.147 P = précipitation annuelle en m ll3 b) Application au bassin du Loison La figure I-30 donne les valeursannuelles d'ETP et ETR calculées pour le bassindu Loison (stationhydrométrique de Han-lès-Juvigny)de lgeg-1} à 1988-89.On en trouverale détailen annexeI-10. A l'évidence,la formule de Thornthwaite: - reflète principalementla thermométrieannuelle, et plus particu- lièrementla force destemperatures estivales, - gomme les écartsauxquels on pourrait légitimements'attendre étant donnéla variabilité intrinsèquedes paramètresclimatiques ou physiologiquesgénérant 1' évapotranspiration, - surestimed'environ 30 VoLe phénomènepar rapport aux deux autresformules. Les formulesde Turc et Coutagne: - montrent un quasi parallélismed'évolution, et des variations d'amplitudesaffranchies du seul critèrethermique, - rendentbien compte de la bivalencepluviométrique de la série 1969-70à 1988-89,sèche jusqu'en 1975-76, humide ensuite ; - signalent,plus fidèlementsemble-t-il, par I'amplitude de leursva- riationsles annéeslors desquellesla demandeévapotranspiratoire ne seraque partiellementsatisfaite faute d'apportset de réserves utilisables; - présententun écart de 3 Voenviron, celle de Turc donnant une ETR de 469mm contre 484pour celle de Coutagne. I-e tableaul-12 résumeles principalesdonnées du bilan hydriquequ'il estpossible d'établir. En nous basantsur les rapportsentre précipitationet évapotranspira- tion, on constateque d'octobre à avril se dégageun surplushydrique de 384 mm mis à la disposition des écoulementset pennettant de poser qu'ETR = ETP : 150mm. Nous sommesdonc bien dans les limites de I'hiver climatique qui devrait correspondrepeu ou prou à I'hiver hydrologique: période de hauteseaux ordinaireset de crues,favorable aux processusd'érosion. mais étant donné I'inégularité pluviométriqueet la relative faiblessede ce surplus en octobre et avril, ce cadre chronologiquemoyen a de fortes chancesde varier en annéesparticulières. 114 o (t . or r! +J(J L 5L o= G lrJ EE 2i I .t I t .z' .-"' I I {(t; \ri\..'". o\ I I \-'. li I -...-...1 i or \..1_...-.1 b i'; ,G' I i; lt t! I I {t I N q æ t- æ U) r- \ t- c) æ eo cî \n \ô É $ I (t) q co- æ U) s cî cf) CÉ æ c.l c.l \o s = oq s s^ $ f- r\ \o r- \o c) \o \o_ \o \o $ co F h æ^ \o .o^ ol Cd N æ æ s æ r- q \o \o dI \ô æ N z r- r- \o æ I rô \ r- læ = m ôr c.Îlct ctl r- s .+ lcq (l) ! cl É F tr (u li d .E ^. tl) f-. IBË€ i'r tr lç H É lct tl F lÈi x l0) *{ o, Èl IEIÊIlAn 116 De mai à septembre,lasituation se modifie: au surplusfait placeune demandehydrique de 154mm. Cet été climatique devrait en conséquence correspondreà l'été hydrologique,saison de basseseaux ordinaireset d'étiages plus ou moins prononcés.Avec là encore des possibilités d'extensionou de raccourcissement;pour peu par exemplequ'un régime de courantpertuùé d'ouestinstalle durablement son lot de précipitations,de fraîcheurocéanique et de nébulositê,ce déficit hydrique pourrait- plus particulièrementlorsqu'il est faible en mai et septembre- se transfonner en excédentau profit de l'écoulementet de l'érosion. Ce type de bilan montreainsi unepartie de safaiblesse. Le dernierpoint en suspendconceme I'ordre de grandeurattribuable à I'ETR estivale. En I'absenced'évaluation de la réserveutile nousen sommesréduits à estimerET&te par ETR"nnée. ETR6rr", ayant êtê fixée à 150mm, nousaurions donc : * pour Turc : 319 mm ETR616= ETRannée- ETPhirns, = * pour Coutagne: 334mm Ces deux valeurs proches montrent combien ETP estivale paraît surestimée(475 mm). Une deuxièmepossibilité d'évaluation repose sur I'utilisation directe des termesdu bilan hydrique (tableauI-12) grâceauxquels nous pouvons poser: ETR636= Pannée- (surplushydrique hivernal+ ETP6iu"r) soit : 855- (384+ 150)= 321mm I-e résultatest très prochede l'évaluationobtenue à I'aide de la formule de Turc. L'évapotranspirationÉelle moyenneannuelle serait donc de I'ordre de 470 mm, chiffre très prochenous le verronsdu déficit d'écoulement,soit 490 mm ; le surplushydrique calculé(384 mm) paraît lui aussitrès proche de la lame moyenneannuelle écoulée, soit 370mm. rt7 CONCLUSION Nonobstantle caractèrethéorique d'un tel bilan, les chiffres obtenus présententune certaine cohérence.Il conviendra de vérifier que la versatilitédu climat ne les remettepas fondamentalementen cause.De même qu'elle-fiction ne fassepas voler en éclatsle cadreclimato-hydrologique utilisé, dont I'aspect réducteur mais pratique rend plus aisée I'approchedes nombreuxfacteurs agissant en interrelationpour former le milieu physiquedu bassin-versantdu Loison Cette approchedes phénomènesthermiques péche par insuffisance quantitativeet qualitativedes données.Nous formonsle væu de voir les sèrvicescompétents en la matièredoter la station de Jametzet celle qu'il conviendraitd'implanter sur les Hauts-de-Meuse,4'ut matériel fiable. Seraientainsi couvèrtsles deux grandsmilieux orographiquesqui confèrent à ce secteurde la Lorraine septentrionaleson unité et son originalité physique. 118 CONCLUSION DU CHAPITRE SECOND Iæ bassindu Loisonconnaît deux saisons aux caractéristiques nettement tranchées. D'octobre à avril, l'hiver apparaîtpluvieux et froid ; l'évapotrans- piration est réduite,la neige rare et peu durable.Toutes les conditionssont favorables à la reconstitutiondes réserveshydriques souterraines,au renforcementdes écoulementsde surface,et à I'activation des processus érosifs. En été, de mai à septembre,les précipitationsdiminuent sansêre négligeables.Mais la haussedes températures entraîne une exaltationde la demandeévaporatoire qui ne peut être satisfaitepar les apports.Toutes ces conditions sont favorablesà la sollicitation des réserveshydriques souterraineset à la réalisationd'étiages. Le climat est non seulementcontrasté dans le temps,mais aussidans I'espace. La déprcssionde Woëvredans laquelle s'inscrit I'essentieldu bassindu Loison jouit d'un effet d'abri relatif sousle vent des Hauts-de-Meuse.En revanche,les reliefs bordés se comportenten môles pluviométriquesqui devraientfavoriser I'alimentationdes affluentsde rive gaucheet droite du Loison. Mais il s'agit là beaucoupplus d'une fiction statistiqueque d'une ré,alitévécue. Car l'étude des années1969-70 à 1988-89monre que caprice et versatilité caractérisentle climat local. Dans la durée tout d'abord, puisqueI'on passed'une séried'années sèches (1969-1976) à une série d'annéeshumides (1977 à 1989). Versatilité d'une année à I'autre également:de 440 mm en 1975-76à 1232ntm en 1982-83,les extrêmes pluviométriquescaractérisent la périodeétudiée. Mais c'est surtoutdans la courte durée,d'un mois sur I'autre, que s'inscrit le caractèred'instabilité quasi chroniquedu climat : tel mois habituellement déficitaire verra bientôt des abats records; tel mois habituellementexcédentaire, sera déficitaire au point mêmede n'enregistrer lr9 aucuneprécipitation. C'est dire que la tendancegénérale d'une année- excédentaireou déficitaire- s'accommodebien souventde mois ou séries de mois qui lui seront antinomiques: par exemple I'année 1982-83 exceptionnellementhumide en dépit dejuillet-août secs. On conçoit qu'il ne peut en résulterqu'une forte variabilité du régime hydrologiqueet une tout aussiforte potentialitéd'agressivité érosive. << Le choix délicat de I'annéehydrologique >> selon I'expression de R. Frécaut s'imposedonc sans grande difficulté dansle bassin-versantdu Loison.Si des hésitationspouvaient apparaîtredans le bornagedes annéeset saisons pluviométriques,thermiques ou radiatives,l'établissement du bilan hydrique permet de lever toute ariUigutte.Il confirme le découpageadopté en année moyenned'octobre à septembre,avec une saisonfroide et humided'octobre à avril, et une saison chaude et légèrementmoins hurnide de mai à septembre.c'est ce cadre temporel qui nous servira lors de l'étude hydrologiquedu Loison. r20 CONCLUSION DE LA PREMIÈRE PARTIE L'évolution paléogéologiquedu flanc nord du synclinal du Luxembourgpermet d'individualiser,entre cuestaoxfordienne et revers bajocien,un milieu original : la Woevre septentrionale. Le bassindu Loison s'inscrit dans cette entité comme un exemple uniqueen Lorrainecallovienne: - il a conservéune direction orthoclinaletributaire de la Meusepar I'intermédiairede la Chiers; - à I'opposéde cettedemière et de I'Othain tout proche,il étenden majoritéson bassin sur les argilesde la Woëvre. Les conditionshydrogéologiques de I'alimentation du Loison sont variables,car tributairesde la lithologie, et d'une morphogénèsehéritée ou actuelle. Ses principaux affluents de rive gauche, Azannes, Thinte et Braconrupt,dépendent essentiellement des calcaires oxfordiens. Leur nappe semble se déverseractuellement et préférentiellementen direction de la Meuse,préparant peut-être une future amputationqui s'inscrirait dans la longue lignée des capturesdont le fleuve a êtê souventla victime, plus rarementle destinataire. Pour autant,les conditionspluviométriques de cette alimentationne sont pas négligeables,car ces sous-bassins- celui de la Thinte en particulier- jouissentd'un renforcementdes précipitations dûes à I'effet de rugositédu relief de cuestasurles masses d'air d'origine océanique.S'y ajoute I'existence d'un réservoir-relaisdû aux accumulationsde grève oxfordiennefaiblement évacuées de cesbassins intra-argileux inféodés à la cuesta. A I'amont de la confluenceavec la Thinte, le Loison s'écoule sur substratumargileux et développeun réseaude petits affluents de rive gauche. L2r Dans I'ombre pluviométriquede la cuestade Meuse,I'alimentation pluviale de la dépiessionargileuse se fait plus faible. Si les argilesà texture sableuseet armatureindurée calcaro-gréseuse assurent quelques apports, ceux-ci restent indigents, car le régime thermique contrasté de cette région - marche frontière entre domaine océanique et domaine continental- génère en été de forts prélèvementsévapotranspiratoires. Cette raison correspondantà un maximum pluviométrique d'ordre secondaire,le Loison se trouve placé dansdes conditionsd'écoulements péjorés. C'est à la tectoniquesouple qu'il doit être rejeté sur sa bordure orientale,et à la tectoniquecassante de recevoirun soutienhydrogéologique assurantdes écoulementspérennes. Tantôt masquéepar les argiles calloviennesde I'interfluve avecI'Othain, tantôt affleurantepar les effets d'une tectoniquecassante complexe, la Dalle d'Etain est une spécificitéde la Woëvre septentrionale.L'interfluve Loison-Othainest donc une autre marchefrontière : - hors de portéede I'effet d'ombre de la cuesta,sur la remontéedu Pays-Haut, il connaît un léger renforcement des apports pluviométriques, - par le contactlithostratigraphique des argiles calloviennes tendres et imperméablessur un calcaire bathoniendur et fracturé, il séparenettement la Woëvredu Pays-Haut, - par son caractèreaquifère, il rompt avecI'indigence hydrologique desaffleurements essentiellement argileux, - par sonmodelé de dissectionmettant en valeur les caractéristiques hydrogéologiqueset morphogénétiquesd'une densearmature de "Pierresd'eau", il offre un paysagede collinesargileuses rompant avec l'entaille en glacis et petits niveauxbas de la dépression argileuse. I-es conditionslithographiques, morphogénétiques et hydrogéologiques déterminentdonc dansune large mesurel'implantation et I'organisationdu réseauhydrographique. Les contrasteslithographiques, éventuellement accentués par une tectoniqueomniprésente, déterminent le comportementhydrogéologique du substratum.L'implantation du réseauhydrographique et son évolution en dépendent,mais réagissentà leur tour sur le modelé: le bassindu Loison est donc un systèmephysique organisé dans lequel les interactionssont nombreuseset complexes. r22 I-e tout est placé,d'un point de vue hydrologique,sous la commande éminented'un climat à dominanteocéanique, particulièrement versatile d'uneannée à I'autreet d'unesaison à I'autre. Seul le rythme thermique apporte une régularité qui permet d'envisagerun découpagesaisonnier qui servira de cadre à l'étude hydrologique: - une saison froide et humide, à évapotranspirationréduite, favorisantla réalisationde hauteseaux, - une saisonchaude et moins humide,à forte évapotranspiration, lors de laquelledes écoulements de basses€auxseront principale- ment tributairesdes capacités hydrogéologiques du bassin. Ces conditionsd'écoulement particulières vont être confrontéesaux résultatsdes mesures hydrologiques dans la deuxièmepartie de ce travail. r23 DEUxrÈun PARTIE Éruon HYDRoLocreuEDU BASSIN-VERSANTDU LOISON 124 INTRODUCTION Le bassin-versantdu Loison en Woëvre septentrionaleconstitue une unité géographiquehétérogène, dont les milieux constitutifsénrdiés dans la premièrepartie de ce travail ne sont réunis que par I'appartenanceà un même réseauhydrographique. Celui-ci est le véritable lien entre Hauts- deMeuse,plaine de la Woëvreet interfluveLoison-Othain. Ce réseauest hérité d'une longue suite de mutations dictées par les contraintes morphostructurales. Le Loison doit aux formations aquifères de I'Oxfordien et du Bathoniende s'êtremaintenu en positionorthoclinale: c'est un coursd'eau sous assistancehydrogéologique. Son hydrologie sera donc placée non seulementsous la commandeclimatique-conditionnant la genèsedes écoulements- mais aussisous la commandeessentielle de la lithologiequi structurerason espacehydrographique en zonespourvoyeuses et en zones consommatricesd'eau. La nature carbonatéedes deux grands aquifères locaux laisseprésager une forte empreintekarstique sur les écoulements. Mais I'hydrologie- qu'elle soit abordéepar I'ingénieuren terme de ressourceou par le géographeen termed'élément d'un systèmenaturel - ne peut s'affranchirde I'acquisitionde donnéeschiffrées qui pennettentaux uns et aux autresde satisfaireaux exigencesde leur disciplineou de leur curiosité.Nous n'échapperonspas à cettecontrainte qui nous amèneraen tête du chapitrepremier à nous intenogersur la valeur et la représentativité des donnéesfournies par l'équipementhydrométrique. Ce nécessaire préalable,s'il ne lève pastoutes les hypothèques,permet néanmoins d'attirer I'attention sur des risques d'interprétationserronées. Recentrer les observationsparfois contradictoiresque livre le terrain en les insérantdans une classificationest le propre de la potamologie.C'est pourquoi nous définirons, dans un deuxièmetemps, les grandescaractéristiques de l'écoulementque sont I'abondanceet son régime.Cette première synthèse nous pennettrad'apprécier globalement la part revenantaux différents paramètresconstituant le complexephysique du bassin-versant.Dans le chapitre second,nous tenteronsde préciser ces acquis globaux en les replaçantdans le contextemorphostructural tripartite du bassin-versant. Nous appuyantsur un équipementimplanté à cettefin, nous essayeronsde définir les spécificitéshydrologiques de chacundes grands milieux présentés 125 en première partie. L'établissementde bilans hydrologiques,selon une méthodologieclassique, nous montreraque les composantesclimatiques s'appliquentgrosso modo de façon identiqueau Loison et aux grandes artèresr,égionales, Meuse et Moselle.C'est pourquoi, nous appuyantsur une méthodologie plus adaptée aux buts poursuivis, nous tenterons d'appréhenderplus finement I'approchebudgétaire des apports purement climatiques et purementhydrogéologiques aux cours d'eau du bassin; apportsconfrontés en pennanenceaux ponctionsbio-thermiques. Les situationsd'extrêmes hydrologiques - crueset étiages- se prêtant bien à I'analyse des rapports antagonistesentre composantes physiographiquesde l'écoulement,retiendrons également notre attention. Peut être plus que les crues,les étiagespennettent en dehorsde toute influence pluviométrique d'apprécier le poids relatif de la seule morphostructuresur les écoulements.La réalisation de profils hydrologiqueset d'une cartographiedes débits de basseseaux concluera cette investigationplus géographiquedes rapports entre hydrologie et morphologie à forte empreintekarstique du bassindu Loison en Woëvre septentrionale. r26 CHAPITRE PREMIER L'ABONDANCEET LE RÉGIME DES ÉcoULEMENTS 127 L'étude hydrologiquedu bassin-versantdu Loison est menéeà partir des donnéesobservées par le SRAE Lorraine à la station de Han-lès- Juvigny.C'est cettestation qui nousa servi de référence. I-e complémentd'équipement réalisé par le C.E.G.U.M.sur dessous- bassinsaux milieux présentantd'assez forts contrastes,nous a permis de confronterles donnéesrecueillies dans un souci de compréhensiondes modalitésde l'écoulement. : Après avoir présentél'équipement hydrométriqueet critiqué les données,nous étudieronsI'abondance fluviale aux échelles annuelle, saisonnière,puis mensuelle. Le régime généraldu Loison étant défini, nous procèderonsà l'étude desvariations spatiales de l'écoulementà partir desdonnées fournies par les sous-bassins. r - LES DONNÉES HYDROVTÉTnIQUES DU BASSTN-VER- SANT DU LOISON L'équipementhydrométrique du bassin-versantdu Loison pèchepar jeunesseet manque d'homogénéitétemporelle et spatiale.Ce sont ces caractèresqui ont orientéle choix des sérieset les modalitésde l'étude hydrologique. : 1. L'équipement hydrométrique et son analyse critique Le bassin-versantdu Loison est contrôléà 97 7o (soit 348 km2) par la stationde Han-lès-Juvigny(Figure II-1).1 Installéeen août L969par le SRAE Lorraine,elle fournit à ce jour une sériesans lacunes de 20 amÉesciviles'(1970-1989) qui forme la basede notre documentation. L28 Fig.II-l L' EQUIPET'IENTHYDRoITIETRIQUE DU BASSIN-VERSANT DULOISON. ---_ _-- -fJ ) ".;-_-- - --"--\ r\ ' ' rj-,-i T !, i, rl , LEGENDE: ) - ,\ --lll-_l Zone basse t:,'-:) r-tzone de plateaux fi I Piézomètre 129 A partir de 1978,l'équipement du bassin-versantaétê complétécoûlme suit : - un limnigrapheOllT R16 a été placépar le CEGUM à : * Vittarville (Loison - BV = 153km2) * Merles-sur-Loison(Loison- BV = ll4 km2) * Merles-sur-l.oison(Ia Cave- BV = * 4 km2) * Delut (Ruisseaudu Moulin - BV = 11,5km2) * Delut (piézomètresur un ancienpuits particulier) * Lissey(Thinte - BV =94 km2) - un limnigraphe a été placé,par le SRAE Lorraine à Billy-lès- Mangiennes(Loison - BV = 18,4km2). A priori cet équipementsemble satisfaisant,mais il est toutefois nécessairede faire une analysecritique de chaquestation. Stationde HanJes-Juvigny(Loison) Situéeimmédiatement à I'aval d'un pont, elle en subit probablement I'influence lors des fortes crues.I-e lit inscrit dansles calcairesdu Bajocien supérieurest stable, mais il est régulièrementenvahi par la végétation aquatique.Ce qui a nécessitéle recoursà descourbes de taragesaisonnières, non communiquéespar le servicegestionnaire. I-es influencesd'amont qui serontétudiées en deuxièmepartie de cette critique, sont de deux ordres: - La premièreest liée à la présenced'étangs piscicoles, dont le plus importantest l'étang du Haut-Fourneausitué sur I'Azannes. - La secondeest liée à I'existenced'une micro-centraleélectrique installéeà Juvigny-sur-Loison. Stationde Vittarville (Loison) Destinéeà contrôler le Loison à I'amont de sa confluenceavec la Thinte, elle fut crééepar le CEGUM Ie 3Ll\2ll977. lnstallée dans un recoupementde méandre,sur un seuil anti-érosionbétonné, elle ne s'estpas montréefiable pour les débits extrêmes,ce qui a entraînéson abandonen juillet 1981. En basseseaux, la hauteurdu plan d'eau est sujetteà desvariations centimétriquesdues à une fuite inconstantedans le seuil. En hauteseaux, une fraction non évaluabledu débit réemprunte I'ancienméandre. 130 De ce fait, les débitsne sont connusavec certitude qu'entre 0,08 et 10m3/s. Par contre,le lit est stable(argiles calloviennes compactes) et régulier (calibrageartificiel). On trouvera courbe de tarageet débits moyensmensuels de cette station- commede cellesretenues dans cette étude- en annexesII-1 et IT.2. Stationde Merles (Loison) Installéesur un pont sous-calibÉ,le premierjanvier 1978,cette station a étérapidement abandonnée pour mauvaisfonctionnement (ianvier 1980): - les vitessesde basses-eauxétaient trop faibles et les filets liquides mal répartis dans la section de 5 m de large ; les jaugeagesn'étaient donc pas fiables. - en crue, le pont était noyé, le lit majeur s'étendantsur une cinquantaine de mètres de part et d'autre du chenal d'écoulementordinaire. Il s'est avéréenfin que ce point de mesurese situait sur une zonede pertediffuse, rendantla relationhauteur/débit non univoque. Cette stationn'a donc pas été retenuedans cette étude- sauf mention incidente-. La courbede tarageet les débitsne sontpas publiés. Stationde Billy-sous-Mangiennes (Loison) Installéele 29 juin 1984 par le SRAE Lorraine sur un pont situé à I'amont de Billy-sous-Mangiennes,cette station contrôle le cours amontdu Loison avantla confluenceavec I'Azannes. Bien que la courbede taragene soit pas communiquéepar le service gestionnaire,il est possibled'émettre quelques réserves quant à la fiabilité desdébits mesurés. Le cours du Loison est dédoublé à I'amont de la station (canal artificiel) : il est probablequ'une partie seulementdu débit soit prise en compteen hauteseaux. En basseseaux, les écoulementsse réduisent à un mince filet (Q < 1 Vs) courantsur un lit vaseuxencombré de végétation. 13r Stationde Lissey(Thinte) Installéefin décembre1979 par le CEGUM, cette station bénéficie d'une section stable barrée par un seuil anti-érosionbétonné. Son exploitationa été abandonnéedans les premiersjours de novembre1986. Stationde Delut (Ruisseaudu Moulin) Cette stationfut installéele 28 octobre1977 par le CEGUM à I'amont d'un pont, sur un seuil artificiel en bois. La dégradationde ce derniera nécessitéla confectionde trois courbesde tarage. Si le lit stablepennet un bon contrôledes écoulements, il faut signaler qu'en hauteseaux, une faible partie du débit (estiméeà 50 Vs) s'échappepar un fosséde drainageroutier. Les débitsconnus sont fiables entre 0,016 et2,4 m3, selonles courbes retenues. Stationde Merles-Cuve(émissaire de Ia Cuve) Cettestation CEGUM a fonctionnésur cetteémergence karstique du 18 juin 1984au 30juin 1986. Il s'est rapidementavéré que les variationsdu plan d'eau subissaient I'influence du Loison tout proche,ce qui a motivé sonabandon. Cettestation n'a doncpas été retenue dans cette étude. Piézomètrede Delut Installéen octobre1982 par le CEGUM, il fournit une sériede données comportantquelques lacunes. L'amplitude des variationsde la surfacepiézométrique a nécessitéle recoursà une réductionau 12:& rendantillusoire une précision inférieure au cm. En dépit d'une forte densitéapparente d'implantation (une stationpour 58 km2), l'équipementhydrométrique du bassin-versantdu Loison appàraît hétérogèneet de qualitémédiocre. Certesil est contr,ôléen quasi-totalitépar la stationde Han-les-Juvigny (348 km2 surun total de 356,9à h confluènceavec la Chiers); il en est Oê 132 même pour son principal affluent la Thinte (94,0 km2 sur un total de 104,5).Mais celane doit pasfaire illusion. Par exemple,les informationsrelatives au comportementhydrologique des calcairesde la cuestaoxfordienne seront entièrement dépendants des résultatsde la station de Lissey (Thinte) : les ruisseauxde Braconrupt (30,7km2) et de I'Azannes(55,8 km2) ne bénéficiantd'aucun équipement. De même,les caractéristiqueshydrologiques des calcairesaquifères et karstifiés du Bathonien(milieu hétérogènes'il en est) ne pouront être déduitesque des sériesdu ruisseaudu Moulin à Delut, les informations foumiespar Billy-sous-Mangiennesétant sujettes à caution. Enfin, le contrôle global du bassin-versantmédian est intégralement tributairedes trois annéesd'observation à la stationde Vittarville. Mal contrôlédans I'espace, le bassin-versantdu Loison I'estaussi dans le temps. Seulela station de Han-les-Juvignymérite, faute de mieux, le titre de station de longue durée (Figure II-2). Aucune autre n'intègre par exemple les deux annéesd'extrêmes hydrologiques que furcnt 1976et 1983; Billy- sous-Mangienneset Vittarville n'en comportentaucune. Cette brièveté des sérieslimite par conséquenttoute tentative de maximalisationde I'information par les méthodesde régressionentre stations. 2. Les influencesanthropiques sur les débits du Loison Les < vl lfl ï o -cn +) c,! G' iT an o fà l- I 134 L'alimentation en eau potableest fournie par la ressourcelocale ; seulesles communesrattachées au syndicatdes eaux de Mangiennesassurent une fraction de leurs besoinspar des prélèvementsdans le bassin minier voisin (Syndicatdes Eaux de Pierrepont): on peut donc considérerque I'impact sur les débitsdu Loison seraquasi nul (DDA-Meuse1975). Plus sérieusespourraient être les perturbationssubies par le cours d'eau de la part d'aménagementsqui I'intéressentdirectement. La premièrea trait à l'étang du Haut-Fourneausinré sur les territoires communauxde BillyJès-Mangienneset Azanneset Soumazannes. Sa vocationpiscicole et donc son mode d'exploitationperturbent le régime de I'Azannes,affluent de rive gauchedu Loison. Ces pernrrbations sont de trois ordres, comme il ressortdu journal de M.J.L. Naudin (manuscritinédit) qui fut gardienparticulier de l'étang de 1968à 1983. Les vannagesépisodiques ou accidentelsrésultent d'événements programmésou fortuits. Pour les premiers,citons la régulationdes hauteurs d'eau dansl'étang, les opérationsde pêchesecondaire (brochetons en juin), les vannagesd'essais après travaux d'entretien ou d'équipement.Répartis sur la totalité de I'année (Figure II-3), ils ne peuventpernrrber que les débits d'un ou 2 jours et deviennentnégligeables au pasde tempsmensuel. Il en va de mêmedes seconds tels que fuites,ruptures ou vols (!) des planchesdes vannes. I-es vidanges totales de l'étang posent un problème autrementplus sérieuxcar elles interviennentà la chamièreentre saisons de basseset hautes eaux. Elles débutentgénéralement dans la premièrequinzaine d'octobre et se terminentvers la mi-novembre.L'évacuation des 900 000 m3 d'eau estimés donneraitun débit moyenjournalier théorique,de I'ordre de 250 à 400 Vs. Dansles faits, la pernrrbationdes débits peut être moduléecomme le montre la Figure II-4. Sur la Thinte, non conceméepar ces vidanges,les précipitationsde la premièrequinzaine d'octobre 1979provoquent un petit gonflementdu cours d'eau (0,1 à 0,14m3/s) ; puis le débit décroîtjusqu'au début de novembre, en régime non-influencé (0,098m3/s), pour remonterà 4-6 63/s sous I'effet despÉcipitations de la premièrequinzaine de ce mois. v, UJ G' c.9tr LÉ ê=5 L35 =o F t! o AX (l llo-ro ll L (-, cL .v=t! -A l.rJ c, tt o1 (!, cL v €o =91 ouJ H ô trJ ,Gt uJ c, t€ lrJ==È êcroor l! v1 lJ,J.nFo t^==! - CLâH ^=Cl .te= t! ll ê ll(5 = \t = =\ €n o (\l fit tc) co co co æ € ch or cn ch ct\ €h Gtl cn 136 Fig.II-4 COMPARAISOI{DESDEBITS DE LA THINTE (LISSEY) AVECLES HAUTEURS D'EAU DU LOISON (I,IERLES-SUR-LOISOl{) ENOCTOBRE 1979. Travaux préparato'ires # Pêche lHm Qm3/s Le Loison à Merles- sur-Loison 40 30 a I Êrt o o 1 t il, i I | 11111979 t37 A Merles-sur-Loison,première station hydrométriqueà I'aval de l'étang, les cotesmesurées à l'échellelimnimétrique montrent : - une phasede lachers(travaux préparatoires)qui masquentles effets des premièrespluies et donnent des débits moyens journaliersde 20 à 250 Vs environ. - une phasede vidange débutanten régime non influencé par les précipitations(18 octobre)et se terminanten régime fortement influencéet pernrræ (12 novembre).Les débitsperturbés déduits des cotesà l'échelle sont au maximumde I'ordre de 2 m3ls,les débitspernrrbés et influencéspouvant atteindre 4 à 5 m3ls. - une phase de pêche précédantde peu la phase d'à-sec (22 novembre) après laquelle les débits peuvent à nouveau être considéÉscornme naturels. A l'évidence,il peut y avoir pernrrbationdes débits d'étiagelorsque ceux-ci interviennenten octobre. Les rechargesde l'étang sontégalement un facteur de perturbationdes débitsdu Loison. La Figure II-3 montreque la remiseen eau peut débuterdès la fin de la pêche(mi-novembre en 1981),mais tout autantdébut janvier (1978)ou fin mars(1983). Le cas de I'année 1980-81(Figure II-5) montre qu'en ces périodes d'apportsgénéralement abondants, la rechargede l'étang est rapide,et la perturbationdes débitsde courte durée: fermé le 18 octôbre 1980,l'étang réagit globalementaux précipitationsdès le 15 novembreet reproduit les variationsde régime(Han-les-Juvigny) dès la mi-décembre. A ce moment,le décalageentre hauteurs d'eau dansl'étang et débit à I'aval du Loison varie de I à 2 jours : la pernrrbationapportée est nulle, l'écrêtementdes crues très faible. Ces perturbationsd'amplitude et de durée variables, sont encore minimiséespar deux casde Figure repérablessur la Figure tr-3 : - les à-sec durables(mi-novembre 1979 à mi-octobre 1980) qui garantissentdes débits naturels - les périodessans vidange (anvier 1978à novembre1979) lors desquellesles débits de I'Azannesne seraientque légèrement écrêtéset déphasês(supra). 158 Fig.II-5 INFLUENCEDE LA RECHARGEDE L'ETANGDU HAUTFOURl{EAU SURLES DEBITS DU LOISON A HAII-LES-JUVIGNY(hiver 1980-81) Qm3/s 40 Cote de l'étang (n) 0 Le Lo'ison a Han-1gs - ,luUgnv Prm 30 Haut Fourneau .Damvillers l0lr0l1980 l/il 1/12 vv81 1/2 U3 139 La perturbation engendréepar ces mouvements d'eau paraît globalementréduite, et essentiellementdommageable à la connaissancedu régimehydrologique en fin de cycle annuel(octobre-novembre). En supposantque : - le remplissagede l'étang du Haut-Fourneausoit identiqueen volumed'une annéesur I'autre, - la vidanges'étale sur un mois et demi environ (octobreà mi- novembre), - les trois quarts s'en effectuenten octobre,soit une lame d'eau écouléede 1,9mm, il est possiblede conclured'après les Ésultatsdonnés au tableauII-l que : quantitativement,septembre reste le mois de l'étiage annuelle plus profond avec une lame d'eau écouléemoyenne de 5 mm, devant août (6,3mm) puisjuillet (13,4mm) et octobre(15,1 mm) qualitativement,septembre se voit remplacépar octobrecomme mois de l'étiage annuelle plus fréquent,soit une annéesur deux. I.a,deuxième influence anthropique décelable dans les débitsdu Loison à la station de Han-lès-Juvigny résulte d'une petite installation hydroélectriqueprivée (résidencesecondaire) à l'ancien moulin de Juvigny- sur-Loison. La Figure II-6 montre que les perturbationsliées à cette retenue estiméeà 70-90000 m3, ne sontressenties significativement qu'en période de trèsbasses eaux, et plus particulièrementlors de villégiatures. Par contre,I'influence du plan d'eau se faisantressentir jusqu'à plus de 8 km à I'amont est une gêne pour I'appréhensiondu comportement hydrologiquede I'extrêmeaval du Loison lors descampagnes de jaugeages d'étiage. Le Loison subit donc, tant à I'amont qu'à l'aval, des influences perturbatrices. Celles-ci n'affecûentpourtant pas globalementet significativementla valeur desécoulements mesurés. Elles ne remettentpas quantitativement en questionl'étiage annuel moyen de septembre,mâis p-euventpar contre fausserla mesureet I'analysedes débits instantanés ou joumaliers. o\ cî \o æ \ \o â t o\ O 140 o\ (1 11 ôl \\ æ rr æ D 9. t\ o\ o ôl q) (\ ôl \ J \ô æc- s € o g o\ al æ æ rô crl \ !f (1 q) bI) \o \o vl CÛ æ q. 9. cr o\ \ s \o !{. cfl co :(.) Ë \n ôl o\ â æ N (n o\ â o s st N o \ Ê tû æ \ æ q h æ c) o\ C1 \ô co \ s s = (1 r\ râ æ ôl o\ \ â ôl = ç t.l CO cl \ c) ô| q tn E € t\ 3t t\ = 6 \ N æ o <*t rL I æ æ F- æ o\ æ ôl d s o\ o\ F \â =l ,^, æ ÔT ôl .E> 6 æ .û s æ cr P.$ o\ s æ æ E> r- æ- cl cA 6 t\ ôl s N l-? N À rt) /(l) æ rar \ô d) f- cl È1 c\ æ m C1 rô rô Ê NF Ëô:E r- \ô r- =(l) o\ o\ ï æ 'rt ro F \o o\ 'ii \ \o n >6 r- æ T Ya a-i 6 r- æ #g ,* -9 !n t\ ts o\ o\ o\ o cl \ N ôl É sf o\ al t\ q vI o o\ 3\ r- n 3\ = \ c.l N 5 q) r-cn rô æ æ o\ o\ N ôl o \ CIl ôl r- o N ôl tl GI o\ s s ôl = \ d (a æ æ o c\ 3\ o. N Cg o\ ô| ôt À \ É t\ o o\ * s s o I e o ô| o\ ô rô Ér a s ocl ..o ÈË Ë ,a! En Ë () F Es èo g3 E .s-e roi = p€ -CE ËE JlE € ô- gÈ ÉE ggËË,-E9 Ëce\E sË: >E 141 rô -1. (n \ct rft E o I L.{ I =l FI =l l4J I (Jl tl ol Él (Jl HI =l vr | .l \- roÊ IG' tG' :rË VI ttl .êE |!O th .F 3 o L o +, o (J |9 IA E L o o E G| ê|E (tt |\rolj!sl(Y)ôJo I ô- t42 Qualitativement, elles peuvent modifier le placement du mois ou jour d'étiage en certainesannées. CONCLUSION La critique de l'équipementhydrométrique du bassin du Loison fait apparaîtreune médiocrité d'ensemblerésultant de I'existence d'une seule station,qualifiable par défaut,de longuesérie. Les défaillances plus ou moins prononcéesde l'équipement complémentairene pennettrontpas un contrôle serré des grands milieux naturelset de leur hétérogénéitéde détail. Les raresinfluences anthropiques que subit le réseauhydrographique ne devraientpar contrepas remette en causel'étude des caractéristiqueset desmodalités principales de l'écoulement. II - LA VARIATION TEMPORELLE DES ÉCOUIEMENTS DU LOISON < 1. Les modules annuels Ils sont analysésdans le cadre temporel défini lors de l'étude climatique: - annéehydrologique moyenne d'octobre à sepæmbre, - hiver d'octobreà avril, - êtéde mai à septembre. I 143 a) Module annuel global et son irrégularité Pour la période 1969-70à 1988-89,le module glob_aldes débits du Loison à la stationde Han-lès-Juvignys'établit à 4,10 m3/s,soit un débit specifiquede 11,7Us/km2 ou encoreune lame d'eau écouléede 370 mm. Par comparaisonavec les deux grandesartères lorraines que sont la Meuse et la Moselle (TableauIl-2), ces valeurs très prochesdans leur médiocrité rattachentces trois cours d'eau au groupe caractérisantle domaineocéanique de plaine et de plateau@. Pagney1988). Mais plus que I'abondancemoyenne annuelle, c'est I'irrégularitédes modulesparticuliers qui caractérisele Loison. TableauII-2: Comparaisondes modules globaux annuels du Loison, de la Meuseet de la Moselle Lolson à Meuseâ Mosetle a Han-lès-Juvienv Stenav Cochem Périodede référence r90y-./u IYOJ Iy('I r988-89 1980 1960 5 kmz 348 3 9(h 27 tw m3/s 4,10 46,6 29E spécifique V$/lcntz I 1,7 I1,9 10,9 'J7t) l.'rnrn 377 3M P rnm E60 905 EOE CVo 43,|J 41,0 42,5 Le coefficient d'irrégularité ou d'immodération R - rapport du module le plus abondantau'module le plus faible de la sériedes données- est ici de 8,1, le moduleparticulier le plus abondantayant étÉ,de 7,01 m3/s (635mm) en 1982-83(année de plus forte pluviométrieavec 1198,6mm), et le moduleparticulier le plus faible de 0,857m3ls (77,6 mm) en 1975-76 (annéede plus faible pluviométrieavec 444,2mm). Cettevaleur s'inscrit parfaitementdans la fourchenede 5 à 10 attribuée par M. Pardé(1968) aux coursd'eau océaniquesde plaine et de plateau, mais se singularisedes valeurs nettement plus faiblesattribuées à la Moselle à Cochem (R. Frécaut L972) et à la Meuse à Stenay (A. Mentré- Hildenbrand1986) : respectivement4,4 et 3,6. Remarquonségalement que la coïhcidencetemporelle des valeurs extrêmes de précipitation et d'écoulement précise le caractère fondamentalementpluvial desmodules. (Tableau II-3) t44 Le coefficient de variation CV - ou rapport de l'écart-type à la moyenned'une série de données- est de 0,4, valeur considéréecomme forte. Il s'écarteen effet significativementdu CV de la Moselle (0,27) où < b) Étude statistique des modules annuels Bien que la sériedes données à Han-lès-Juvignysoit courte(20 ans), nousavons calculé les valeursque prendraientles lamesd'eau précipitéeset écouléesaux fréquencesllle - 1/10e- ll20e et 1/50e,sur la période 1969-70à r988-89. I-e tableauII-3 présenteles lamesd'eau pÉcipitées et écoulées,classées par rangcroissant, ainsi que les fiéquencesexpérimentales correspondanæs. 145 Tableautr-3 : Classementdes lames d'eau précipitées et écoulées annuellementà HanJès-Juvigny(1969:70 à 1988-89) Kang t'réquence P mm Æmæ Année E rnrn Annæ Deilqt expérimenale d'écoulement F=R-0.5 rnn N '/o,u) 2r) 44z,'Z Lyl)-/o 75-76 L9 t6:t9 5/},6 z 7,5 553,0 70-7r 70-7t 166,03 75-76 367,3 3 12,5 625,8 72-73 7l-72 172,93 70-7r 386,9 4 17,5 703,1 7r-72 72-73 I 89,15 69-70 404,0 5 22,5 772,O 73-74 73-74 206,5 77-78 43r,2 6 27,5 781,9 7E-79 7G77 310,8 81-82 435,9 7 32,5 782,8 88-89 85-86 328,8 72-73 436,6 8 37,5 807,4 7+75 88-89 336,0 88-89 446,8 9 42,5 851,8 84-85 84-85 344,4 7+75 453,9 10 47,5 883,5 85-86 7+75 353,5 84-85 507,4 11 52,5 899,4 76-77 83-84 387,4 79-80 509,6 t2 57,5 990,9 77-78 86-87 436,9 80-81 515,0 13 62,5 917,2 69-70 78-79 457,1 7r-72 530,1 14 67,5 959,3 81-82 77-78 459,7 8s-86 554,7 15 72,5 980,2 83-84 87-88 495,5 82-83 563,3 16 77,5 1020,2 79-80 80-81 507,7 73-74 565,5 t7 82,5 1022,7 80-81 79-80 510,6 76-77 577,6 18 87,5 1061,8 8G87 69-70 513,2 87-88 579,1 t9 92,5 1o74,6 87-88 81-82 523,4 83-84 592,8 2t 97,5 1198,2 82-83 82-83 634,9 86-87 624,9 Moyenne 860,9 370,5 490,3 écart-wpe 185.303 149,06 84.396 n ressort de ce classementque les modules particuliers évoluent globalementdans Ie mêmesens que les précipitations.Ce qui en taxonomie potamologiquepermet de rangerle Loison dansle groupedes coursd'eau à iCgime fonAamèntalementpluvial. Mais ce caractèrene sauraità lui tout seul expliciter l'évolution des modules particuliers, la concordanceentre module hydrologique et pluviométrique n'étant respectéequ'une annéesur trois, confirmant que < l'écoulementne dépendpas seulementde la pluie, mais aussid'autres facteursqui accentuentI'influence desinégularités pluviales d'une annéeà I'autre ,r,(M,Dacharry 1974). Le report graphiquedes points observéssur papier à échellegaussienne (Fig. tr-7) permetde vérifier que lamesécoulées et précipitéessuivent une loi de distribution nonnale, ce qui est généralementla règle en domaine océanique(P. Dubreuil 1974). 146 N oooooooo OICOÈlOlr) t/rl (Ul TI EI UJ €l LrJ F I vll 3l |jJ I -llrl I = Hl -l tll ljJI t! =l I €6 !Ô oo oo oo ro lft cl (Yl 147 Toutefoisil convientde rappelerici que I'ajustementdes précipitations a poséun problèmedéjà évoqué dans le chapitreconcemé : la série 1969-70 à 1988-89étant dissymétriqueelle n'est probablementpas exactement représentativede la pluviométrielocale. L'élimination des deux annéesde grandesécheresse (1975-76 et 1970-71)rend I'ajustementplus représentatifd'une loi normaleavec une moyennede 901 mm en lieu et place des 861mm proposésici : le rôle éminent deseffets d'abri et d'ombre exercésparles Hauts-de-Meuse sur le bassin-versantse trouve donc confirmé. Nous tiendrons compte de ce problèmeen tempsvoulu. Les quantiles de fréquencescaractéristiques sont donnéesdans le tableauII-4. TableauII-4 : Lamesd'eau annuellesprécipitées et écouléespour quelques fréquencesde retour(1969-70 à 1988-89) funéessèches Annéeshumide,s Durée&récur- 50 20 l0 5 Normale 5 l0 20 50 rence(annês) O m3/s 0,743 1.40 2,O 2.72 4.10 5.47 6.r9 6.79 7,45 Emm 67.O r25 l8l ?/17 370 495 56r 615 6t6 7odu module 18.0 33.E 48.0 66.0 0 133 151 166 r82 Pmm 481 556 623 705 860 l0l6 1098 l165 nn 7odelanormale 55.8 il-6 72.4 81.9 0 118 r27 r35 t4 Ces simulationsdémontrent que la réponsehydrologique du bassin- versant n'a pas la même qualité en période sècheou humide. En période sèche,la décroissancedes écoulementsest plus rapide que celle des précipitations.En annéecinquantenaire par exemple,le débit ne représente plus que 18 Vo de la valeur du module, alors que les précipitations représententencore 56 7o de la normale. A I'inverse, etr période humide, les écoulementscroissent proportionnellementplus vite que les apportspluviométriques. Toujours en annéecinquantenaire, les écoulementssont supérieursde 82 Voau module,alors que les apportsne représententqu'un gain de 44 Vo par rapport à la normale. Tout se passe donc comme si dans le processus complexe d'anamorphosedes apportsen écoulements,I'entité physiquedu bassin- versantexerçait un effet amplificateur. Les facteurs concourant à la réalisation de cet effet peuvent être partiellementdéduits de l'étude de I'hétérogênéitêde la période 1969-70à 1988-89 148 c) Hétérogénéitéde la période 1969-70à 1988-89 L'étude de I'hydraulicité- ou rapport du module d'une année particulière au module global - permet d'analyser les variations interannuellesde l'écoulement. La Figure II-8 montreque les valeursextrêmes de I'hydraulicité vont de 0,2 en 1975-76à 1,17en 1982-83.Mais surtout,elle confirmedans I'ensemblece que laissaitprésager l'étude pluviométrique,à savoirque la periodeL969-70 à 1988-89oppose deux séries d'années très tranchées : - une première série (1970-7L à 1976-77)caractérisée par une hydraulicitéfaible à trrèsfaible. Nousneutralisons I'année 1969-70 marquéeau contrairepar une forte hydraulicité. - une deuxièmesérie (1977-78 à 1988-89)globalement caractérisée par une hydraulicitéforte à très forte. Elle démontreégalement qu'hydraulicité et pluviosité ne sont pas parfaitementsynchrones. Si en phasede faible pluviométrie l'écoulement devientnettement indigent, ce n'est que par la conjonctionde 6 années consécutivesde déficit pluviométrique que se produit le remarquable effondrementdu modulede 1975-76.Ce qui laisseraitsupposer I'existence de réservescapables d'assurer une régulationpluri-annuelle des débits.Il faut toutefois rester prudent en la matière, le pas de temps retenu ne pennettantpas une analysefine du phénomène.Une deuxièmeremarque nous incite d'ailleurs à la circonspection: en série d'annéeshumides, la réponsehydrologique aux précipitationsapparaît en effet plus rapide. Le passagede la séried'indigence hydrologique à la séried'abondance se -fait seulementaprès deux années de précipitations légèrement excédentaires: 1976-77 et 1977-79. [æ caractèreglobalement pluvial du coursd'eau se trouve ici illustré de façon péremptoire. A cela s'ajouteune autreinfluence nettement décelable au pasde temps annuel, au travers de phénomènesde ciseaux.Ceux-ci illustrent I'effet d'amplification du bassin-versantdéjà révélé par l'étude fréquentielledes modules(supra): - hydraulicité plus faible que la pluviosité en série d'années déficitaires - hydraulicitéplus forte que la pluviositéen annéeexcédentaire. 149 'oo(u (J+J+J .F r6J rO a.=Ë L>L otl >F.C 1l-l ti FI orl Ldl +o I |JJ ,-l F aâ rl orl I rol orl =l I >l =i (5l tÀl Hl F >l L) ?l J ni d, t\ ) v-.S\tv -\. ! t\ r N T I _____I=-i.:_; N _.,:_o f\ I -'-.-.- iÎ t N +-.l, \. -1 'tt / ,, \ \ ,:+ à -"=i--' l\ 2- I 150 Il est possiblede décelerdans ces inversionsde courbes,la fonction d'index hydrogéologique(G. Castany 1982) jouée par I'inrerface atmosphère-lithosphère.Son rôle sera précisé ultérieurement; mais il apparaîtd'ores et déjàfondamental. Plus discretest le rôle destempératures dont la variabilité annuelleest par ailleurs peu marquée (Figure II-8). Elles ne semblent pas déterminantes- tout au moins au pas de tempsconsidéré - en ce qu'elles paraissentincapables d'inverser l'évolution des débits initialisée par les précipitations. I-esretouches qu'elles engendrent portent sur: - la limitationde I'effet amplificateurdu bassin-versant(1987-88) - I'accentuationde la haussedes débits(1977-78 et 1978-79)ou inversementI'accélération de leur baisse(1988-89) en année d'apportsmédiocrcs. L'échelle annuellen'apparaît donc guèrepropice à l'étude du caractère évaporalde I'hydrologie du Loison. Par contre,elle met nettementen évidence,sur fond pluvial dominant, le rôle importantde la lithologie. En conclusionà cetteétude des modules annuels de la stationde Loison à Han-lès-Juvignynous termineronspar une revue de synthèsedes facteurs qualitatifsde prédétermination. La réalisation de cette synthèserepose sur le croisement de I'information débit avec une sériede facteursconsidérés à priori comme favorablesà la déterminationd'un modulefort (supérieurau moùile global) ou faible (inférieur au moduleglobal). Par exemple,nous estimeronsen premièreapproximation que pour obtenir un module particulier fort il faut en tout ou partie : - une précipitationannuelle supérieure à la normale, - une températureannuelle inférieure à la norrne, - desprécipitations foræs lors de I'annpeprécédenæ, - un modulefort lors de I'annéeprécédente. 151 Les résultatssont exprimésen Vode cas favorablesà la réalisationdu type de module(Tableau tr-5). TableauII-5 : Facteursqualitatifs de prédéterminationd'un moduled'une annéeparticulière d'abondance ou d'indigenc{Vode casfavorables) Mqlrue rreqprtatrons HÊqprtauons MOdUle de remp€rature lemp€rature paniculier de I'année deI'année I'année de I'année de I'année orécédente o'récédente Drécédente Abondant EE EE 77 33 33 Indigent EO 7tJ 7U 50 4tJ La premièreremarque qu'il est possiblede formuler est qu'aucundes déterminantsproposés n'apparaît anodin : le bassin-versantest un système complexeà I'intérieur duquelchaque facteur est en interrelationplus ou moins coordonnéeavec les autres. La deuxièmeremarque est que le rôle particulier de chacunde ces déterminantsvarie en qualitéselon le type d'annéeconsidérée. En annéed'abondance. Le caractèreprincipalement pluvial du module se trouve conforté: ce sont les pÉcipitationsqui par leur abondanceconcourent dans 88 Vodes cas à la réalisationd'un fort module. Le même pourcentagese retrouve au niveau de I'influence des précipitationsde I'annéeantérieure sur le moduled'une annéeparticulière. Au-delàdes apparences il s'agit plus d'un facteurde type lithologiqueque pluviométrique.Il ne traduit en fait que : - la permanenceet le poids des facteursphysiographiques (annexe II-3), - l'état desréserves en eaudu bassin-versantà la fin du cycle annuel précédent, - I'aptitude de la lithosphère à transformer les apports pluviométriquesen écoulementde type ruissellement,lorsque I'année précédentea êtê humide et que les formations superficiellesn'ont pascédé la totalité de leurs réserveshydriques à l'évapotranspiration. Ce double effet expliquant par ailleurs la liaison assezforte entre modulesde deux annéesconsécutives (77 Vo). r52 Par comparaison,le facteurthermique paraît de peu d'influence: la satisfaction probable de la demande évapotranspiratoirepar des précipitationsabondanæs n'ayant pasde Épercussionsensible sur le module annuel. En annéede pénurie Le scénariose trouveêtre sensiblementmodifié. Si les précipitationsrestent le facteur déterminantdu module, elles perdent un peu de leur importanceet se voient talonnéesde près par le facteur lithologique, tandis que le facteur thermique se renforce significativement. Cette modulation des facteurs, déterminantdébits d'abondanceet d'indigence,met à nouveauen exergueI'importance de la lithologie du bassin-versantet explicite les distorsionsremarquées dans les relationsentre apportspluviométriques et écoulementsrestitués. Un premiermodèle de fonctionnementhydrologique global du Loison peutêtre proposé. Les formations hydrogéologiquesimperméables favorisant les écoulementsde type ruissellement,augmentent le rendementhydrologique du bassin-versanten annéede fortes précipitations.Tandis qu'en annéede pénurie,les apportsdéficitaires subissant de manièreplus dommageableles prélèvementsévapotranspiratoires, ce sont les réservessouterraines issues desformations hydrogéologiques perméables qui marquentde leur sceaule module. A en juger par la modestiedes écoulementsd'année franchement déficitaire(Figure II-8), cesréserves doivent être médiocres. L'étude desmodules saisonniers permet,d'affiner ce premiermodèle. 2. Les modules saisonniers Le découpagesaisonnier adopté oppose : - une saisonhumide et froide, d'octobreà avril, caractériséepar des débitsgénéralement abondants. - une saison moins humide et chaude,de mai à septembre, généralementmarquée par de faiblesdébits. 153 a) Modules hivernaux Læmodule hivemal global est égal à 5,78m3/s, soit un débit specifique de 16,6UslksQ ou encoreune lame d'eauécoulée de 304 mm. Le coefficient d'immodérationest fort (7) - le plus fort module ayant été de 9,26m3/s 992 mm) en 1981-82,le plus faible de 1,34m3ls (69,9mm) en 1975-76,indice d'une forte irrégularitédes écoulementsen cettesaison de hauteseaux. Il représentepar ailleurs I'essentieldes écoulementsannuels, soit 82Vo,prouvant un bon rendementhydrologique du bassin-versantavec un coefficient d'écoulementde 0,56. Ce qui établit le caractèrepluvial du modulehivernal. I-e tableauII-6 montreque les précipitationsexpliquent pratiquement à elles seulesles modules hivernaux d'abondance,tandis que le facteur thermométriqueest négligeable. TableauII-6 : Facteursqualitatifs de prédéterminationdes modules saisonniersd'année particulière (Vo de casfavorables) Module hivernal rrecrprBuonce rreqprauon oe Module de l'été Iemperan|Ie I'hiver l'été précédent précédent hivemale Abondant x) 60 7t) 4J Indigent 77 M E9 4 Module estival Ëreclprtatron Hreclpltatron Module hivernal remp€rature estivale hivemale estivale Abondant U5 U5 lu, 42 Indigent 6l 54 69 6l La contributiondes précipitationsde l'été précédentne vaut guère mieux,tandis que I'impact de sesécoulements paraît plus substantiel. Cette apparentecontradiction : - confirme que les réserves souterrainesen fin de cycle hydrologiquene sontpas sanseffet sur la qualitédu cycle suivant, - permet surtout d'envisagerune activité non négligeabledu ruissellementlors de certainsétés, - amène à reconsidérer le poids du facteur thermométrique (évaporation)en été. Des argumentssérieux sont d'ailleurs apportéspar l'étude du module hivernald'année indigente (Tableau II-6). 154 Le facteur pluviométriqueperd sa primautéau profit des écoulements de l'été précédent,tandis que précipitationsestivales et températures hivernalesse contententde Figurer. b) Modules estivaux Ils ne représententen moyenneque 18 Vodu module annuel, soit un débit moyen de 1,74m3/s ou 5 Us/km2ou encore66,2mm. Avec un coefficient d'immodérationde 23,8- maximum de 4,28 m3ls (164,5mm) en 1982-83et minimum de 0,182m3/s (6,9mm) en 1975-76- ils sont incomparablementplus instablesque les modules hivernaux,alors mêmeque le coefficientd'immodération des précipitations d'étén'est que de 2,8. Il en découleun très faible rendementhydrologique du bassin-versant, le coefficient d'écoulementestival (0,19) étant corrélatif du manque d'efficience des précipitations.I-e, caractère évaporal du module d'été se trouve ainsi établi. Le tableauII-6 montre qu'en été d'abondance,le module est sous l'étroite dépendancedes écoulementshivernaux, les précipitationsd'été venanten deuxièmeposition à égalitéavec les précipitationshivernales. Quantaux températureselles ne jouent qu'un rôle effacé. Cettehiérarchie de facteursdéterminants traduit: - la primauté des réserveshydrologiques stockées en hiver et assurantI'essentiel des écoulements d'été, - la possibilité de voir le module estival renforcé par le ruissellement,en dépit desprélèvements évapotranspiratoires. En phased'indigence, le modulehivemal conservesa primauté,mais se trouvetalonné par les facteursclimatiques. On peut en conclureque les étés de pénurie hydrologiquerésultent de prime-abordde la conjonctiondes facteurssuivants : - insuffisancedans I'alimentation des aquifèreslors de la saison froide, - efficience nulle des trop faibles précipitations estivales qui n'alimentent pratiquementque l'évapotranspirationau dam des écoulements. Ces différentspoints pennettentde proposerun modèlefonctionnel du Loison. 155 Celui-ci est de type fondamentalementpluvio-évaporal. Les précipitationsannuelles assurent le niveau du module.Leur efficacitéest maximaleen hiver car c'est en cettesaison qu'elles sont les plus abondantes et contrccarrentfacilement une évapotranspirationréduite. Les températures,essence des processusévapotranspiratoires, n'ont d'action décisivequ'en été. Elles abaissentsystématiquement le rendement desprécipitations et sonten tout type d'annéeà I'origine d'une ffriode de basseseaux même relative. Sur ce fondementclimatique, la lithologie moduleles caractèresdes écoulements. En tout type d'année, les surfacesimperméables favorisent le ruissellementhivernal - noyau dur des modules- et le font perdurerlors desétés humides. Les surfacesperméables sont alimentéespar les précipitations hivernaleset leur destockageassur€ au Loison la pérennitédes écoulements lors d'étésindigents. I-e Loison est doncun coursd'eau océaniquede plaineset plateaux,de type pluvio-évaporalà forte influencelithologique. c) Étude fréquentielle des modules saisonniers Les moduleshivernaux Les résultats de l'étude des normaleset modules hivernaux sont présentésdans les tableaux[I-7a et.b et sur la Figure II-9. Ils révèlentle rôle importantde la lithosphère. En hiver humide,les surfacesimperméables favorisent le ruissellement direct et contribuentà la réalisatiônde forts modules. Le rendementhydrologique du bassin versant en témoigne, le coefficientd'écoulement étant par exemplede 0,69en annéecinquantenaire. 156 Rang rrcquence Pmm Amee Ann€Ê hlftn Annee |ÆqT experimentale d'écoulement F=R-0.5 M t,) /oo,) LytJ-to l9 /)-/O ov.v ItIV-tl -r /,ô '11-11 2 15 tol 1 tu-tl r25,3 18-79 131.8 3 12,5 331,8 1!-!) 70-7| 133,5 8l-82 4 r7 i ??o 1 7|-i2 162,9 11_7i r68,9 5 t't < 476,8 7i-71 i3-74 188,6 80-8l I81.8 6 77< 493,3 84-85 85-86 26r,2 69-70 1s3,3 7 ?? ( 497,4 l6- t9 !ô-lI 262,7 /)-/o 196.6 8 Tableau[I-7a : classementdes lames d'eau pÉcipitées et écouléesà Han-lès-Juvignyenhiver (1969-70 à 1988-89) Hiver Annéesseches Movcnne Annéeshumides Durec de recurrcnce 20 IU 5 IO 20 )U (annees) o <') 10,4-1 Qm:is 1l 2.86 7,69 E.69 Enrn 59.0 IU/ tJl 204 304 405 458 501 ))u 7odu module ly.J ?i1 49.5 66.9 tiJ l)u 164 180 Prnm 26t 316 JôJ 420 s28 637 694 741 t95 7o de la normale 49,9 Tableaull-7b : Lamesd'eau hivemales pÉcipitées et écouléesà Han-lès-Juvignypour quelquesfréquences de rctour (1969-70à 1988-89) r57 >l =l (5l Hl >l -l tl =l tJ1 | uJl rl t',I =l r!l \€o T-N- ooo oooo ooo oeoo t\ ro r,|.t qlcîNo 158 En hiver à tendancesèche le module est amoindripar la faiblessedes apportset la diminution corrélativedu ruissellement. La contributiondes Éservess'en trouveproportionnellement valorisée. Mais cornmeelles sont assezfaibles selontoutes probabilités, le module chutefortement. Commepar ailleurs les prélèvementsévapotranspiratoires ne sont pas nuls - et d'une grande régularité d'une annéesur I'autre - leur impact négatifsur les apportspluviométriques augmente en valeur relative. En conséquence,le coeffïcientd'écoulement chute à 0,22 en année cinquantenaire. Les modulesestivaux [æs résultatsde leur analysesont pÉsentésdans les tableauxII-8a et b et sur la FigureII-10. Si les pÉcipitationsobéissent à une loi de Gauss,nous avonsdû après diversessais sur papiersgausso-logarithmique et de Gumbel,procéder à une anamorphosede type racine carréepour obtenir un alignementsatisfaisant desmodules hydrologiques particuliers (Figure tr-10). Le tableauII-8 confinne, par le manquequasi-absolu de parallélisme d'évolutionannuelle des précipitations et desécoulements, I'inanité desabats estivauxsur le module. Celle-ci est plus particulièrementnette pour les étéssecs lors desquels les apportspluviométriques doivent être entièrementneutralisés à I'interface lithosphère-atmosphèrepar l'évapotranspiration.Seuls les apportssouter- rainsprovenant des aquifères contribuent alors aux écoulements. Pour peu que I'hiver trop peu humide ou une suite d'annéessèches n'aient pas permisune reconstitutionsatisfaisante des réserves, les débitsse trouventréduits à leur plus simpleexpression : cornmece fut le casen t976 (tableauII-8a). A I'inverse, I'augmentationdes abatspluviométriques lors d'étés humides- surtoutsi elle se conjugueavec un hiver lors duquel les réserves souterrainesont été correctementreconstituées - assuredes écoulements abondants. I-e cas de I'année 1982-83paraît de ce point de vue exemplaire,par le souvenirdes cruesde décembre1982, avril et mai 1983 (Lerouzn 1984, Mossr"re1985). Nous sommeslà au paroxysmede la séquencehumide qui a débutéen 1976-77. 159 Rang rrequence tTnm Arnée Annee Enrn AnnÈ€ LJenclt exÉrimenrÂle d'écoulement F=R-0.5 M ty /)-/o lyl)- /o o,v t) t)- tô I7U.E ? 7\ ria { 88-89 73-71 17 q 78-79 I ql I q 16, 1 J t? lio t tô-t I 72-73 88-89 l? < 26t,7 i0-7| 8l-82 31,0 77-78 200.8 5 7)\ ?A1 0 71-75 70-71 î?5 to-tl )11) 6 )1 < 28'1,5 tÉ- t9 74-75 69-70 a1ô 1 7 tq:r O 72-73 83-84 70-7| 229.2. 8 ??< ,o< t 73-71 88-89 16,2 t r ?a 23r,0 9 42,5 8l-82 ,t < 1?.i3 t67 R l0 47,5 Jl),/ 69-70 lo-t I 18,0 R1-9i a? i i 5?5 1r?a 7r-72 87-88 5l,4 79-80 276.3 T2 336,2 77-78 84-85 s3,6 2i6.1 )'71 a IJ 6)< 151 5 84-85 85-86 67,6 t)-t+ l4 67,5 ?Â? t 85-86 78-79 92,4 Er-s2 )9.1 1 1)7 385,l 87-88 69-70 95,0 85-86 1()i K lo 11 < 40r,2 79-80 80-81 1n) 1 84-85 304,9 t7 82,5 41t,3 83-8.1 86'87 tll o 80-81 l8 87,5 435,9 80-81 79-80 r24,9 87-88 333,7 't7 t9 ot{ 436,0 82-83 -78 135,4 83-84 ?71 31 20 97.5 .lqt 7 86.87 82-83 164,5 86-87 î?o R Moyenne 1AA 1 ecafi-rype 78,03 43,58 60,053 TableauII-8a: classementdes lames d'eau estivales pécipitées et écouléesà Han-lès-Juvigny (1969-70 à 1988-89) EÉ Aalées sèrhes Moyenne Années humides Durec de rÉcurrence 50 20 l0 5 5 l0 20 50 (annês) Qro3/s 0,r6 0,341 0,555 0,887 2,87 3,s9 4,23 5,01 Esm 5,0 l l,0 19,0 30,0 11.1 97,0 t2l t43 lov 7o du module o, ro 3r.9 5I 66.0 t 65.4 206.3 243.1 288.r .r1', Pmm r72 204 141 398 432 46t 4q? % de la norrnale 5r,8 o l,J 69,9 80,2 5it l19 r30 138 148 'rla Déficir d'ecoulement r67 193 26 301 311 3lE TableauII-8b : Lamesd'eau estivales précipitées et écouléesà Han-lès-Juvignypour quelquesfréquences de rctour(1%9-70 à 1988-89) 160 E= ËË -t eËi a.- oo --- - oi F:------.-- Irl :: t/t <, :- =^tn <, tl UJ lrJêÉ d -H(J^: O'gr .__ v |]J | '0O tn -- ZsOf O€--= ,G, Éoo xJl\ - ê-'v | Or (JXr€ uJ=ot É4- È>.v vtt-> I t! tt1 z, : O |rJ (^5 ij:._ rt1--= ttt > ==- lr LIJIJI --'- ---' - =-r, 1 lrJ lrJ uJ -J- l Vl=l- =o= i: o t6r Pourtant,les fortes pÉcipitations de I'hiver (duréede récurrenced'un an sur 28) n'ont engendréque desécoulements d'une duréede retourd'un an sur 15. Ce décalagedoit être probablementrapproché du faible niveau des réserveslors de l'étê 1982 (écoulementsd'ordre décennalsec) et de la douceur de I'hiver 1982-83 (To = 5o4 pour une moyenne de 4'6) : évapotranspirationplus forte que la nonne et remplissagedes réservesont contribuéà la relativemodération du modulehivernal. Au demeurant,l'été n'est pas en reste,se montrantchaud (T" = 16o pour une norrnale de L4"9) et à tendancehumide : fréquencede retour d'ordre décennalhumide. Mais en cette affaire ce sont surtoutle modulehydrologique estival d'ordre cinquantennalhumide et le coefficient d'écoulementtrès médiocre (0,38)qui paraissentintéressants. Ils démontrenten effet : - l'existenced'un fort ruissellementen saisonestivale à tendance humide - la puissancede la ponctionopérée par l'évapotranspirationlors d'étéschauds et saprésence active lors de certainshivers, - I'existenced'un modesteeffet régulateurdes réserves,avec des modalitésvariables sur les modulessaisonniers - I'effet contraired'intempérance gênêrê par les surfacesimper- méables. 3. L'abondancemoyenne mensuelle L'analysedes débitsmensuels permet de définir le régime du cours d'eauet sesvariations interannuelles. Les coefficientsmensuels de débits (CMD) - ou rapportsdes débits moyens mensuels au module de la série considérêe- facilitent I'appréhensionde ces variations: les mois dits de basseseaux (CMD inférieur à I'unité) peuventêtre opposésaux mois de hauteseaux (CMD supérieurà I'unité). a) Régime fluvial du Loison et sa variabilité Les CMD des deux types d'annéespré-définies (cf. supra) sont présentésdans le tableauII-9 et surla FigureII-11. L62 ô (l t\ n f- N '\ t\ al + r) n o !-) rr ro N N p ^ )o t\ â N + o â ,o ?1 t\ n N o N o o o D N t\ N :.) o o + æ fl l )o fl fl n N '\ [.) + )o o )o )o )o )o c r', o in n N o o n ! o o o !1 al (t rl I N + r) t\ p )o N n & N N o )o N p }\ ^ o o à N :t1 )o N N N D N '\ n ^ t t\ t\ )o â ç ç o t\ p + !1 r't ! o^ 3\ N ô ^ ti z c j 3 o â )o n 11 N ,o â t\ '(ll ,çt ,(ll Gl ,(ll ,Gl cl ,cl ,cl CF{ æ )F{æ l- f- f- \F-r- tl I ttt iTt âO f- ]rOr- '\Of- @r\ f- OC*f- Ot\f âo\ o\ t\o\O\ 199 es g9.eF-s$ g$ ^9È-9$ "e$.eÈ6é ëé éoà 6é ëé ëoà 'træ'tr f- 'træ træ'trF-'træ EBàEÉ EsË &eËe ËegeËe Ëe geËe Ëe I \ E 3 J 3 o I 163 0! '6 N ÈI N ./ T ) I r--' -'' I I t' l- i L t- È i Ia I I .N I +d I i/ r I L I != I i t-L t_ a i' I I i-= != uz, a J- = 4:z,2, l-. 2 i'. ?t i\ liJ il ':< ( .t O s=< /l UF- ! ..' I lr' ft- I,- 1: l- ri J( -wt. h ? ,I + -l 164 Globalementet quelle que soit la périodeconsidérée, le Loison peut être taxé d'un régime pluvio-évaporal océanique à deux saisons hydrologiques. Les hauteseaux moyennesou ordinairesse placenten saisonfroide avec un maximum de février-janvier(périodes normale et sèche)ou de janvier-décembre(periode humide). Les basseseaux ordinaires se placent en saison chaude avec un minimum en septembreet août (périodenormale et humide) ou septembre et juillet (périodesèche). Mais dansle détail, variabilitéet immodérationconfèrent au régime hydrologiquedu Loison une grandeoriginalité. L'irrégularitédes modulesmensuels ressort parfaitement des valeurs du coefficientde variationcalculé pour chaquemois en annéesmoyenne, sècheet humide(Tableau tr-10). Les valeurs mensuellesmoyennes de la série 1969-70à 1988-89 paraissentlargement déterminées par celles de la période d'abondance L976-77à 1988-89; les coefficientsvariant de concert: - plus forts et irréguliersde mai à octobre, - plus faibleset plus réguliersde novembreà avril. Par opposition,la périodepénurique 1970-7L ù 1975-76montre une grandeoriginalité : - faible variabilité de janvier à juillet, - forte variabilitéd'août à décembre. Cette variabilité s'accompagned'une très forte immodérationdes modulesmensuels extrêmes. [æ coefficientdes moyennes mensuelles extrêmes pour la série L969-70 à 1988-89est de 13,5- les extrêmesétant de 8,81m3/s en février et 0,654m3ls en septembre.Il descendà ll,2 en périodehumide, mais atteint 2O,7enpériode sèche. Comparéà d'autrescours d'eau océaniquespluvio-évaporaux tels la Moselleà Cochem(4,5), la Seineà Paris(5,7) ou la Meuseà Sænay(6,2) le Loison fait preuved'une intempérancequi le placeraitselon la classification de M. Pardé(op. cit., 1933)à la chamièredu domaineméditenanéen ! Si de telles conditions furent parfois réaliséesen période pénurique (iuxtapositionde mois très humideset de mois secsau sensbiogéographique du terme), les moyennescalculées ne devraientpas ou peu s'en ressentir, particulièrementen périoded'abondance. 165 n l\È N caæ ô ôl\o /cg fi O\.+ lô pscos 7D oææ\o ()f- >dsO 3ONO iôî6d \o) r\ p N â EO(ttc\ \ r-ca n Ê\n N lôÊ PeQc.ræ qoo"q.ôl â\OÉ[\ -o\ (|)i/ )N\OO 3ÈIôÈ CôIC-O >() Éc) o\o p !1 ôoE + ôIa- î cô\ô '\ \o\ô -Ot'û Ee çh F6 9o\ /63 5 ,C5 c.) 90 .d P-9 c) I .fl,c€tt o'h 5e \q) X /cg ÊtJ 6 ,cË ô/d U) > ..,! Efi q /.t (lJ z.> o 6)-aA a .xA C- tô cq o\ btr 0.) ao c- I !r éc- .Ës f- t> g >.o 9é''t- F.o 8 pç .9or CÉ(u /(É ,Gf 9 c) /ctt 9e 90 .f;,.u O. -oâ C) 99 EF :q) g)ô EJgy') f,c ()10) 6.8 \c) ôË zÀ ËÈ l) q, o'= "9 !{ \O \o \O \O \n r- r- iô Etr c.) o\ æ ooI æ (l) Or .F I 'Fg z(É q,9n I a.o a cl â\ (l) tr- ,Cq F6 I X 5E(gg o\ 90 d) \o /Cg C) I z(É À o\ €R o'â X/d s9 U) o 6,o 6/€ * zcË ).q EF v \o)lr ir (E () *XC€ U) (n zz o< À> ôÈ a) I c) v <€ XX U o Gl(É qËn .â ()q) o-ç Es .â .t2 U' .=a ()q) €Ë 3A I ='^ 3g cl E5rT. É ËËnËËË GI r/, 0.) o) C) ru Cg (tt q) () .9 à0 F .^ \) àO tt, a tÀ(l)o si .E .88 Atr\D ÉÊ ËE â,tD= Étr É Xlrllr oq) o= PX .à5 O JJ o€ r\= ut atrË L67 Ni les précipitationsni les températuress'exerçant généralement dans le bassin-versantdu Loison ne pouvantexpliquer ceffe persistance d'un fort caractèred'immodération, force est d'envisagerune nouvellefois le rôle fondamentalde la lithologie. Mais avant d'en préciserles caractéristiques,il convient de faire le point sur le découpagesaisonnier adopté dans cette première approche des écoulementsdu Loison. b) Définition et durée des saisonshydrologiques Telles qu'elles peuventêtre observéesen périodesnorrnale, sèche ou humide,les deux grandessaisons hydrologiques précédemment définies ne coïncident pas exactement avec les données pluviométriques et thermométriques. ' I-e tableauII-11 synthétiseles distorsionsobservées. tr apparaîtclairement que le cadresaisonnier adopté depuis le débutde cette étude est avant tout d'ordre dynamique.Il correspondà un cycle hydrologiquecomplet et moyen qui démarreen octobre avec la remontée desécoulements consécutive : - au renforcementdes précipitationsdès septembre,et ce aprèsle minimum pluviométriqueabsolu ou relatif d'août, - à la baissedes températures après les maximade juillet et août. Il se termine avec le minimum ordinaire d'écoulementde septembre consécutif: - à la pénurie relative des précipitationsdepuis avril (et même décembreen sériesèche), - à I'accentuationde cettepenurie avec le minimum absoluou relatif d'août, - aux plus fortestempératures mensuelles. Quantau passage de I'hiver à l'été hydrologique,il seplace : - en phasede décroissancegénéralisée et durabledes écoulements, de mars-avrilà septembre. - lorsque la décroissancedes débits encoreforte de mars à avril, s'atténueen généraldès le mois de mai. Par la confrontationde ces observationset de celles qui ont pu être présentéesauparavant, la dynamiquedes écoulementsdu Loison peut être précisée. 168 4. La dynamique des écoulements De ce qui précède,il apparaîtclairement que trois facteursprésident à des degrésdivers à la formationdes écoulements du Loison: la pluviomé- trie, la thermométrieet la lithologie. Iæurs actionsconjuguées ou antago- nistesconfèrent au régimehydrologique ses caractéristiques et son origina- lité. a) Facteurs dynamiques de la reprise et du renfor- cement des écoulements Que se soit en périodesà tendancesèche ou humide,les précipitations expliquenten premier lieu la reprise des écoulementsen début d'hiver hydrologique.En deuxièmelieu seulement,intervient - en concurrence d'abord, en complémentaritéensuite - le facteurthermique. Nous constatonsen effet un décalageentre reprise même modéréedes apportspluviométriques (septembre) et reprise effective des écoulements (octobre): FigureII-11. Ce retardentre impulsion et signals'explique par: - la persistancedes pÉlèvements évapotranspiratoires en septembre, - la faiblesseou I'absencecorrélative du ruissellement. les mois suivants(novembre à février)traduisent: - le renforcementinégal selon les annéesdu facteurpluviométrique - I'effacementdu facteurthermique neutralisé jusqu'en mars-avril - l'interventiondécisive du facteurlithologique. L'effacementdu facteurthermique favorise I'augmentation des écoule- mentsen dépit de mois marquantune nette régressionpluviométrique : dé- cembreà février en annéessèches, novembre et janvier en annéeshumides. Mais c'est surtoutle facûeurlithologique qui devientprimordial. En annéessèches, le maximum d'écoulementse place en février, soit trois mois aprèsle maximumpluviométrique de novembre. En annéeshumides, le maximumd'écoulement se placeen janvier, soit un mois aprèsle maximumpluviométrique de décembre. Ce qui traduit une doubleaction du facteurlithologique. r69 En présenced'apports abondants, le facteurlithologique favorise : - le ruissellement d'une fraction supposée importante des précipitations, en liaison probable avec la saturation des formationssuperficielles. - la rechargeplus lente des aquifèresprofonds qui ne serontpleins qu'en janvier-févriercomme en témoignentles décalagesentre précipitationset écoulementssur la FigureII-11 c. Des apports restreints favorisent essentiellementla rechargedes aquifèresprofonds. Celle-ci n'acquiertsa plénitudequ'en février, commeen témoigne l'évolution nettementdissociée des précipitationset des écoulementssur la FigureII-11 b. Il apparaît donc que pluviométrie et thermométrie des mois de septembre-octobreà février, conditionnentglobalement la reprisepuis le renforcementdes écoulements.La lithologie commandeensuite - en liaison avec la pluviométrie- la répartition des apportsentre ruissellementet infiltration. b) Facteurs dynamiques de la décroissancedes écoule- ments Cettephase de décroissancedes écoulements - la plus longue(mars- avril à septembre)- est placéesous l'étroite sujétiondu facteur thermique. Elle est plus ou moins fortementnuancée par les facteurspluviométrique et lithologique. La prééminencedu facteur thermiquetraduit en fait I'action de deux processus: - la transpirationvégétale dont I'impact sur les courbesde la Figure II-11 n'est guèredécelable avant avril-mai, - l'évaporationau dépenddes surfaces d'eau libre et des formations superfÏciellesqui combineses effets à la précédentedès mai-juin et jusqu'au maximum thermiquede juillet, mais se poursuit à l'évidenceau-delà (août-septembre). L'action du facteur pluviométrique paraît nettementsecondaire, car fortementtamponnée par les effetsdu facteurlithologique. La concordanced'évolution entre précipitations et écoulements corrélatifs n'est effective qu'en février-mars-avril (annéeshumides - Figure II-ll c) et février-mars(années sèches - FigureII-11 b). L70 Fig.II-12 LA CRUED'AOUT 1972 A HAN.LES.JUVIGNY I pt* \ rnm t7 l Elle démontrequ'en cettefin d'hiver: - le ruissellementreste la principalecomposante des écoulements, - la contributiondes Éservessouterraines paraît mineureen valeur relative. La tenances'inverse ensuite rapidement: dès le mois de mai, les précipitationsne parviennentplus à enrayerdurablement la décroissancedes débits. Ce qui ne signifie pas pour autant la disparition totale du ruissellementcomme en font foi : - sur la Figure II-l l la baissemoins soutenuedes écoulements quand se forme le maximum pluviométriquesecondaire de mai- juin, - le casdu mois d'août 1972(Figure U'-Iz). Cette année-là96,8 mm tombèrenten 48 h (station de Damvillers). Les débitsdu Loison qui se situaientnettement sous la norme mensuelle passèrentde 0,545m3ls le 12 à 11,8m3/sle t7; ils ne retrouvèrentleur valeur initiale que vers le 3l du mois,les pÉcipitationsayant définitivement cessédans la soiréedu 19. Cet épisodemarque de son empreintela moyenne septennalede la FigureII-11 b. Le ruissellementreste donc une caractéristiqueomniprésente des écoulementsdu Loison. Mais en général,ce sont les réservessouterraines qui déterminent durablementles écoulementsestivaux : l'été estla saisonde l'épuisementdes réserves,mais de I'efficacité de leur rechargehivemale dépendla plus ou moins grandeprofondeur des basseseaux (Figure II-11 b et c). Ce qui n'exclut pasla possibilitéde rechargestemporaires et fragmentaires. Celles-cisont à l'évidenceI'apanage des années humides comme en témoignesur la Figure II-11 c le report au modulehydrologique de juillet du maximumpluviométrique secondaire de juin : il ne peut donc s'agir des seulseffets d'une reprisedu ruissellement. Il ne peut s'agir non plus d'une rechargesignificative des aquifères profonds,celle-ci demandant, nous I'avons v\ supra,plusieurs mois. Ceci et I'exemple de la décrued'août L972 (le débit de base fut retrouvé au terme de 12 jours de régime non influencé) accréditent I'hypothèsede I'existencede réservesde sub-surfacedont les fluctuations sont d'ordrejournalier à mensuel(au maximum). r72 Trois typesd'écoulements peuvent ainsi être déduitsde I'analysequi précède: - Un écoulementrapide par seseffets sur les débits (de I'ordre de la minute ? à la journée), aux effets peu durables(ordre journalier à pluri- journalier). C'est à son auneque se mesurentles moduleshivernaux dont il lorme la composanteprimordiale; mais il déterminelargement le caractère global de I'année(indigence ou excédent)et peut se manifesûeren tous mois même si l'évapotranspirationestivale en limite annuellementla force et la fréquence.Il est directementlié à I'action des précipitations sur les formationssuperficielles imperméables et peut s'activer sur les autrestypes de formationssi elles sontsatulées. C'est le ruissellementque nousqualifierons de direct. - Un écoulement différé dans ses effets sur les débits (ordre journalier ?), plus durablenéanmoins que le précédent(ordry journalier à mensuel?). Présenten toutepériode de I'année,il est plus facilementmis en évidenceen période,peu ou non influencée,dont il peut sienificativement modifier les débits. Il résulte de I'action des précipitationssur les formationssuperficielles semi-perméables à perméables.Sa localisationen subsurfacele pÉdisposeaux effets péjorantsde l'évapotranspiration,et les délaisassez côurts de sa restitutionau réseauhydrographique I'assimilent dansune certainemesure à un ruissellementde type hypodermique. Ce dernier terme étant par ailleurs fortement contesté- bien que sa physique indéniable- nous préfèreronsparler à I'avenir de réalitê soit ' ruissellementdifféÉ. - Un écoulementretardé'dans ses effets sur les débits(ordre mensuel à pluri-mensuel?), durable dans son action (cycle -saisonnierà pluri- annuel?). Son empreintesur les modulesmensuels n'est quantitativement significativequ'en été; elle peut devenirannuelle en cas d'exceptionnelle pénurie. Il résultefondamentalement de I'action des précipitationssur les iormationssuperficielles en contactavec le substratumpennéable du bassin- versant. Nousle qualifieronsdésormais d'écoulement de base. 173 CONCLUSION Le triptyque pluviométrie-thermométrie-lithologiedétermine pour I'essentielles caractéristiquesfondamentales des écoulements du Loison. Par sa pluviométrie médiocreet variable,le Loison se rattacheau groupedes coursd'eau de type pluvial du domaineocéanique de plaineset plateaux. Par son régime thermométriqueplus régulier opposantune saison froide de novembreà avril et une saisonchaude de mai à septembre,les écoulementsdu Loison se répartissenten hauteseaux moyennes d'hiver et basseseaux moyennesd'été. Ce qui établit le caractèreévaporal de son régime. Aux contrasteslithologiques de sonbassin-versant, le-Loison doit plus particulièrementI'accentuation de la variabilitéet de I'immodérationde ses écoulements. Enfin, trois grandesfamilles d'écoulementsont pu être mises en évidence,résultat de I'interactiondes trois facteursprécités. - Un ruissellementdirect lié aux formationsimperméables, pÉsent en toute saison,et donnantau Loisonla force de sesmodules. - Un ruissellementdifféré, lié aux formationsperméables, fortement sujet aux prélèvementsévapotranspiratoires. - Un écoulementde baselié à I'existencede formationshydrogéologiques perméableset capacitivesqui assureune fraction essentielledes écoulementsestivaux. Cesacquis résultent de l'énrdedes chroniques de débitsmesurés à la station contrôlantla quasi-totalitédu bassin-versant;ils vont être confrontésaux résultatsobtenus dans les sous-bassins-versants. III - LA VARIATION SPATIALE DES ÉCOUI,BMENTS DANS LE BASSIN.VERSANT DU LOISON L'équipementhydrométrique du bassin-versantdu Loison souffre,nous I'avons vu, d'un doublehandicap : sa jeunesseet I'hétérogénéitédes séries disponibles. Ce dernier point étant particulièrementdéfavorable pour une étudede la spatialisationdes modules,nous avonsopté pour une démarcheen deux temps. 174 Le premier consiste à vérifier I'homogénêitê,même relative des donnéesfoumies lors de sériesde fonctionnementcornmun. Nous avonsété amenéà sélectionnerles périodessuivantes : - janvier 1978 à décembre1979: période de deux années cornmunesaux stationsde Han-lès-Juvignyet Vittarville pour les cours aval et médiandu Loison, Lisseypour la Thinte et Delut pour le ruisseaudu Moulin. - octobre 1978 à septembre1986 : période de sept années communespour les stationsde Han-lès-Juvigny,Lissey et Delut. - octobre1984 à septembre1989: périodede 5 annéescommunes aux stationsde Han-lès-Juvigny,Billy-sous-Mangiennes (cours amontdu Loison)et Delut. Dans un deuxièmetemps, nous avons développéune méthodologie d'extensiondes valeurs observées à la série1969-70 à 1988-89. L. La méthodologie La méthodedes doublescumuls pennet de vérifier I'homogénéitédes modulesannuels et saisonniersaux stationsayant la plagede fonctionnement communla plus longue: Han-lès-Juvignyet Delut d'une part (12 ans),Han- lès-Juvignyet Lissey d'autre part (8 ans),Han-lès-Juvigny et Billy-sous- Mangiennes(5 ans). Le résultat graphiquede cette comparaisonest donné sur la Figure II-13. Il permetde constaterque les liaisonsentre modulesparaissent de bonnequalité. Pour la station présentantla série la plus courte (Billy-sous- Mangiennes)seul le premierété de fonctionnementparaît sujet à caution. Cettestation présentant, nous le verrons,des caractéristiques tout à fait particulières,nous n'avons pas cherché à retoucherces valeurs. Enfin, et à défautde pouvoir le vérifier, nous avonsadmis à priori que le fonctionnementde la station de Vittarville était acceptablede 1978 à 1981. Cettehomogénéité même relative des modulesparticuliers annuels et saisonnierstraduisant un comportementhydrologique général proche, nous admettronsune évolution de mêmesens et de mêmeordre de grandeur. Ceci étant posé,il devientpossible d'envisager pour les sériescourtes nne extensionde valeursà la série1969'70 à 1988-89. 175 t: l.= t: t: t' I I I i '--- I i- :. i I I -t- ! l= c - *- FU6 ét= s== c <,6J JUÉ =F =ou 9E ru> u=q J=q 60È =âJ oH ô aJ= oug F=>-=- u== -<- 176 Celle-ci ne pouvant être obtenue par les méthodesclassiques de régressionentre une stationlongue dite de base(ici Han-lès-Juvigny)et les stationscourtes, nous avons appliqué la méthodesuivante, illustrée par le cas du ruisseaudu Moulin. Soit M1 = 4,95m3ls et M2 =0,157 m3ls les modulesannuels respectifs de Han-lès-Juvignyet Delut pour la périodeL978 à 1989. Soit M3 = 4,10m3ls le moduleglobal 1969-7011988-89à Han-lès-Juvigny. Le rapport M3 = 0,828 M1 donne la valeur du coefficient correcteurapplicable à Delut pour obtenir I'ordre de grandeurde sonmodule global: Mz x 0,828= 0,13 m3/s. Connaissantainsi les modulesglobaux annuels et hivernaux,on en déduitle moduleglobal estival: (Moduleannuel x 12)- (Modulehivernal x 7) = module global estival. 2. La variation spatiale des modulesannuels et saisonniers C'est à partir desvaleurs ainsi calculéespour I'ensembledes stations hydrométriquesdu bassin-versantdu Loison (TableauII-12) que seramenée l'étudedes variations spatiales des écoulements. TableauA,-L}: Modulesglobaux annuels et saisonniers(en m3ls) aux cinq stationsdu bqssin-versantdu Loison(1969-70 à 1988-89) Han-les- Vittarviue LlSSey Ituly-sous- Delut Juvimv Mangiennes Mocluleannuel 4 , t l,)J u,6/u u,rzo Ut IJ Modulehivernal 5,78 2,3 1,23 0,198 0,18 Moduleestival L,74 0,46E 0,377 o,026 0,06 a) Variation des modules bruts Globalement,les modulesbruts évoluenten raison de la taille du bassin-versantet de I'amontvers I'aval (FigureII-14). 177 Fig.II-14 pRoFILSHYDR0LoGIQUES DULoISoN (Î'IoDULES AI{IIUELS) ENSERIES NORI{ALE , SECHE ET HUMIDE. modules HAN-LES-JUVIGNY t ViTTARV I LLE LISSEY y'.,. Br LLY-SoUS-MANGI ENNEI /'/ * DELUT * 178 A I'amont de la confluenceavec la Thinte, les modulesannuels ne représententqu'un tiers desécoulements mesurés pour tout le bassinversant à Han-lès-Juvigny; la Thinte, principal affluent du Loison n'en représente que 20 7o.L'essentiel des modules s'acquiert donc dansla partie aval du cours. Ces proportionssont respectéesen hiver, confirmantainsi le poids déterminantde cette saisondans le module annuel.Seul l'été rompt cette hiérarchie. Les écoulementsà la station de Vittarville ne représententplus que le quart desapports, ceux de la Thinte et du ruisseaudu Moulin restantstables. La transformationdes modulesbruts en modulesspécifiques pennet de comparerle rendementhydrologique des différents secteursdu bassin- versant. b) Variation des modules spécifiques Comptetenu desdonnées disponibles, le bassin-versantdu Loison peut être sectoriséen : - bassinamont (18,4km2) contrôlépar la stationde Billy-sous- Mangiennes - bassinmédian (L25,6 km2) contrôlépar la stationde Vinarville - bassinaval (101km2) contrôlépar la stationde HanJès-Juvigny. Les modulessont obtenusen soustrayantaux valeursde Han-lès- Juvignycelles mesurées à Vittarville et Lissey. - bassin affluent de la Thinte (94 kmz; contrôlé par la station de Lissey - bassindu ruisseaudu Moulin (11,5km2), affluentde rive droite du Loison médian,à I'amont immédiatde Vittarville. 179 I-e tableauII-13 présenteles modulesglobaux sffcifiques calculéspour chacunde cessecteurs. Tableautr-13 : Modulesglobaux spécifîques (Vs/4n2, de 1969-70à 1988-89)annuels et saisonniersen différentssecteurs du bassin-versantdu Loison Modules globaux specfilques Shnz Année Hiver ûé 1969-70à 1988-89 VsAmz Loison aval l0I lo,o 22,2 U,U Loison médian 125,6 10,1 15,3 3,0 Loison amont 18,4 6,8 lo,7 1,4 Thinæ 94,0 9,3 13,1 4,0 Ruisseaudu Moulin 11,5 11,3 15,6 5,2 Loisonà Han-lès-JuvignY 348 rL.7 16.6 5.0 Quel que soit le pas de tempsconsidéré, les bassins-versantsles plus produètifssont le Loison aval suivi par le ruisseaudu Moulin; le moins productif étant le Loison amont.S'intercalent entre ces extrêmesle Loison -édiatt puis la Thinte, ordrehiérarchique qui s'inverseen êtê. De la confrontationdes modules spécifiques à la pluviométrie (Figure [-15) et à |a lithologie (FigureII-16) il ressortque la premièrenommée n'éclairepas le problèmePosé. La deuxième par contre apporte des éléments essentielsà la connaissancedes variations spatiales du débit. Fig. II-15 ltopurEs sPEcrFIQUES ET ilonl,lÂ,LEsPLW I$ETRIQUES 180 (1969-70à 1988-89). kul a3: Âr{: Loison Fnl ga: Loisù. æa:Jâ C rnilei lv: Loitcn .Yôi c rrYa-lJ: lH: nrntê - És:'rli l{l: Rui3iriu cu tui In vc t,q AY "0+ ++ + !O I€ a :X AI ++ + +* + {ccula soécifiqua Yooulc :::tifiæe / , s;tt- l/t, h- /t- ;. -/ _ ./,. ico th/.nné! Fig.II-16 il0DULESSPECIFIQUES ET LITÏ|0L0GIE (1969-70 à 1988-89). Fl9. I I -15. lbdulas: il: @nl [email protected] Loii@ â hiYarnôl !e: Loi:on iadian +:g!iYal i7: Loi3oô àtùl lH: lhirlê t0: Ruii5aau du ilulin Ix2 Fo@tlont 9êrrÈJbla5 u2 forutlonr isrn'rbl.1 181 3. La lithologie et la distribution spatiale des débits La Figure II-16a montre une progressiondes modulesspécifiques- de I'amont veis I'aval du coursd'eau, en raisonde la superficiedes bassins- versantsen formationsperméables. Cette progressionest de type linéaire pour les modulesspécifiques annuel et hivernal, de type paraboliquepour les modulesd'été. Deux secteursse singularisentnettement : - le bassin-versantdu ruisseaudu Moulin dont la taille paraît nettementsous-évaluée en regarddes modules fournis. Arrêtéeà 11,5 km2, elle semblecorrespondre à un bassin-versantthéorique de 2O-25ç62. Même s'il est souventdifficile de délimiter avec précision un bassin-versanthydrologique en pays calcaire (F. Letouze 1985),les donnéesmoqpho-hydrologiques acquises sur le site nousamènent à considéreiquece chiffre de 11,5km2 corespondpeu ou prou au bassin-versantréel. Cette distorsion doit donc trouver son origine dans la spécificité karstiquede ce secteur. - le bassin-versantde la Thinte dont les modules spécifiques paraissentà I'inverse nettementsous-évalués, plus significati- vement en données annuelle et hivernale. La réduction hypothétiquedu bassin-versanttopographique serait ici de 15 à Z[km2. Nous nous retrouvonsdans un cas proche du précédent, les limites sud et ouest du bassin-versantcorrespondant aux calcairesoxfordiens des Hauts-de-Meuse. La FigureII-16 b montreque la progressiondes modules spécifiques en raisondês surfaces imperméables des impluviums n'obéit pasaux mêmes règles que précédemment: - la liaison est de type linéaire en été, paraboliqueaux échelles annuelleet hivernale; - il n'existe plus de progressionde I'amont vers I'aval du cours d'eau; - si la Thinte semble rentrée dans le rang, le Loison médian présentedes modules specifiques nettement sousévalués. Par contre,le ruisseaudu Moulin se distinguetoujours par la force de ses écoulementsspécifiques assimilables à ceux d'un bassin-versantde 35 km2 environ ! Des trois cas particuliersévoqués, seul celui de la Thinte peut trouver une solutionimmédiate quoique partielle. 182 Trois caractéristiquesmarquent en effet cet affluent principal du Loison.Il est: - le plus arrosé(Figure tr-15), - le mieux pourvu en formations hydrogéologiquesperméables (FigureII-16 a), - médiocrementpourvu en formationshydrogéologiques imper- méables(Figure II-16 b). On peut en premièreapprcximation estimer que la faiblessedu module spécifiquehivernal (et annuel)résulte de la taille réduite desaffleurements imperméables.Il n'en demeurepas moins vrai que le soutien des écoulementsestivaux par les formations hydrogéologiquesperméables fortementreprésentées ici paraît indigent. L'alimentationhydrologique de la Thinte est doublementtributaire des Hauts-de-Meuse: - effet-relief qui renforce globalementles abatspluviométriques dansles zonestopographiquement enclavées, - fonctionÉservoir des calcaires oxfordiens. Or l'étude du comportementhydrogéologique de ces demierssuggère que leur contributionprofite plus au versantoccidental mosan qu'au versant oriental donnantsur le val de Thinte (premièrepartie de ce travail) : - les sourcesissues du "Séquanien"sont plus nombreusesen aval- pendage.Celles-d'amont-pendage se perdentpresqu'immédiate- ment dansle "Rauracien"sous-jacent; - le pendagegênéral vers I'ouestdoit favoriser,par I'intermédiaire de petits niveaux indurés ou marneux,la rétroversionde ces apportset d'une fraction des précipitationsinfiltrées dans le "Rauracien"vers le versantoccidental des Hauts-de-Meuse. En définitive,seule la base"oxfordienne" de ce massifcalcaire (Oolithe femrgineuseet seséquivalents) alimenterait par sessources de débordement la Thinte (FigureII-17) : le bassinversant réel seraitplus réduit que le bassin-versanttopographique. Nous avonsdonc recalculéI'aire du bassin-versantsupposé réel, en reportantses limites vers I'est. Nous avonspris commeréférence une dalle taraudéedu "Rauracien"située environ 15 m sousle mur du "Séquanien".Il s'agit donc d'une hypothèse- a minima-. r83 BASSIN-VERSANTBASSIN-VERSANT HYDROGEOLOGiQUE TOP0GRAPHIQUËI THINTEET L6iS6N MEUSE lr I SEQUANIENS.S !-+ + RAURACIENS.S ,l - I v z. u ARGOVI EN S.S (-- LL x .v I OXFCRDITN S.S +GRE CALLOVI EN Fig.rr-17 syilTHESEHYDR0GE0LOGIQUE pESAQUIFERES MULTICoUCHES DESHAUTS DE I'IEUSE ET DUVAL DE THINTE. t_l FORMATIONHYDROGEOLOGIQUE PERMEABLE ffi FORMATIONHYDROGEOLOGJQUE iMPERMEABLE OU SEMI-PERMEABLE - E FORMATIONPERMEABLE ALLUVIALE ET DE PENTE 't DRAiNANcE T RUISSELLEMENT I INFILTRATION <- SENSD'ECOULEMENT DES NAPPES SOUTERRAINES + PRELEVEI'IENTSiVAPOTRANSPIRATOIRES 184 La réduction d'impluvium ainsi obtenueest de 15 km2, ordre de grandeursuggéré par la FigureII-16 a. Pourun nouveaubassin-versant de 79,4 km2, les modulesspécifiques et lamesd'eau écouléespour la série 1969-70à 1988-89sont donnés dans le tableautr-14. Tableautr-14 : Modulesspecifiques et lamesd'eau écoulées (1969-70 à 1988-89)par la Thinte surla based'un impluviumde 79,4km2. Deblt spécltrque Lameo'eau ecouree V$/hn2 mrn Module Annuel I 1,0 349,O Hivernal 15,5 2E5,0 tisflval 4,7 63,0 Les gainsainsi obtenuspar rapportà ceuxdu bassin-versanttopogra- phique ne suffisent pas à expliquer la totalité du déficit caractêrisantce coursd'eau. Il s'avèreque naturepétrographique et classificationhydrologique du substratne peuvent seuls rendre compte de la variété des rendements hydrologiques.Ceux-ci dépendentdans une large mesurede paramètres hydrodynamiquesimposés par le contextemorphologique. 4. La sectorisationdu bassin et le contexte hydromorpho- logique Des caractèresmorphologiques, précédemment définis, se dégageune possiblesectorisation du bassinen unitéshydrologiques homogènes. a) Loison aval et ruisseaudu Moulin L'abondancespécifique des écoulements du Loison aval et du ruisseau du Moulin ne s'expliqueguère par la valeur desprécipitations. Ce sontplutôt les conditionslithologiques - avecleurs conséquences hydrogéologiqueset évapotranspiratoires- qui leur confèrentle meilleur rendementhydrologique. On y rencontre en effet une proportion identique de calcaires bathonienskarstifiés (39 c/o)fortement transmissifset honorablement capacitifs: ils assurentdonc avec efficacité le transit des précipitations eoncentÉessur le domaineargileux les surmontant. 185 De ce fait: - en hiver, les écoulementssont stimuléspar la concentrationrapide du ruissellementsur les argilescalloviennes, - en été,les réservesstockées dans les calcairessont redistribuées, assurantainsi desécoulements abondants ; - globalement,les apportshydriques sont protégés des pr,élèvements évapotranspiratoirespar I'enfouissementrapide des écoulements de surface sur argile et la profondeurà laquelle s'effectuent stockageet transitsoutelrains (15 à 20 m en général). Le Loison aval se voit pourtantgratifié d'un rendementhydrologique supérieurà celui du ruisseaudu Moulin, en raisonde particularitésmorpho- tectoniques. Tandisque dansle bassin-versantdu ruisseaudu Moulin les émergences sont liées à un contact stratigraphiqueavec les alluvions (source de débordementdu Mircoussin)ou à I'abaissementde la surfacetopographique (sourcede dépressionde la Damusse),les exutoiressont de type différent à I'aval. Si l'on rencontreencore quelques sources de débordement(Jametz) ou de dépression(Remoiville), I'encaissement du Loison dansle substratum calcaire dès Louppy-sur-Loison,modifie les conditions dynamiques d'écoulementde la nappebathonienne. Celle-ci se retrouveainsi perchéede 50 à 60 m au-dessusdu Loison danslequel elle peut - comptetenu du pendagegénéral des couches vers le sud-ouest- déverserla quasi-totalitéde sesréserves de rive droite (Figure tr-18), commele fait par exemplela sourcede Fontalaine. En rive gauche,la conservationd'une énormemasse argileuse (Forêt de Woëvre) maintient le massif des calcairessous-jacents en régime de compressionmécanique, alors qu'à proximité de la vallée du Loison le décapagede cesargiles soumet les calcairesbathoniens en affleurementà un régimemécanique de détente(P. Renault1970). Cesdeux situations rhéologiques sont susceptibles : - d'imposerune conditionde limiæ latéraleétanche à l'écoulement de la nappebathonienne vers I'ouest (ler cas), - d'augmenterperméabilité et porositédans ces calcairesvers I'est (2èmecas). E o o æ oo N .;Gt 'F L € 196 == soo tn .FE'?L tJ .ÉoLO +J.Ft(uOÊ f!ÉCLOjt, -o5.FJ,F(U .E.Evto+rE +rGl.? oGtÉt/ltâct j^ cCl 0J O .F l- o .?L rE=(J|rg.7o ç .trtEO.F.O*, o .Q rÉtttctStoo = o LFL o E€r.F=.Eq,= v1 .E 3E û gE (J o.â9.? o o.Eoo-E .tl LCrL'FE o o .- I .F .lJ tJl .Éo|gO+)(u ê OE(JEECI G' trtt LLOO. L G'G'.ËOtG' |I' (J=L, lLu-= +tt\\ o rtl\\ UJ o É É È ()o L o Lrl tn E o CL 6 c,r cL E= rÉo o u,J -(ur(u o -tt = oo an E(, (,o LrJ o trt) g OL L= (9 =vl O r(U o lne o lrJ (.5 o æ ct .tr æ E I o L o cn À o L 3ru o - €e rft rO (\l L o tn trJ o 187 La présenceconjuguée d'un niveau de base local (Loison) proche permet : - le développementd'un karst dont les ouverturesamont sont situées au contaôistratigraphique des argiles calloviennesruisselantes et du calcairebathonien absorbant, - l'écoulementvers I'est des apportskarstiques et la localisationde résurgencesdans la valléedu Loison(Louppy-sur-Loison), - l'écoulementpÉférentiel de la nappebathonienne vers I'est où elle verse son trop-plein sur Sonmur imperméable,en rive gauchedu Loison(sources de I'Etang). D'autre part, le Loison aval profite grâceà son affluent de rive gaughe le Braconrupt, d'apports supplémentairesen provenancedes calcaires oxfordiens àes Hauts-de-Meuse.Même s'ils n'ont pas le rendement hydrologiquequ'on leur connaîtun peu plus à-l'ouestdans Ia vallée de la Ni.,r*e,-cés câlcaires donnent des sourcesde trop-plein pérennesqui apportent^Braconruptleur contribution aux écoulementsestivaux. De mêmequ'en hiver, IË drainevers la rivière le ruissellementprovenant de 23 km d'argiles. Par contre,il ne semblepas que les calcairesdu Bajocien supérieur entaillés dès Juvigny-sur-Loisoncontribuent en quelquemanière à son alimentation. b) Loison amont Le comportementde ce bassin-versantest d'autant plus paradoxal qu'avec ses33 Vode calcaireBathonien karstifié il paraît 9tr9 une réplique des deux précédents.Indépendamment des réservesexprimées quant à la qualitéaei aeUitsmesurés, ses handicaps sont d'ordre climatique,géologique et morphologique. Des sous-bassins-versantsdu Loison étudiés, c'est celui qui intègrele mieux la doublecontrainte climatique de la dépressionde'Woëvre : - fond pluviométrique océaniqueavec net renforcementde la nuancêcontinentale estivale, propre aux stationsde bassealtitude, - abaissementgénéral des totaux pluviométriquesdans I'ombre des Hautsde Meuse. Les apportssont doncmoins abondantset relativementplus sujetsaux prélèvementsévapotranspiratoires d' été. 188 Mais c'est surtoutle contextegéologique et morphologiquequi rendle mieux comptede la pejorationdes écoulements. Formationhydrogéologique unique, la Dalle d'Etain se trouve être ici : - d'épaisseurréduite, donc médiocrement capacitive, - sunnontéed'un médiocrecouronnement argileux, donc privée d'un impluvium susceptiblede réaliser une concentrationdes apportshivernaux. En comparaisonavec le bassin-versantdu ruisseaudu Moulin, ceci suffirait à expliquerla faiblessedes écoulements spécifiques tant hivernaux qu'estivaux.Mais à cela s'ajouteun contextemorphologique défavorable (P.Gamez - F. Hall 1991). Quoiquekarstifiée, cette portion de la Dalle d'Etain ne présenteplus aujourd'hui que des formes de surfacecorrélatives d'une réduction de I'activité hydrologique: - forte proportionde mardelleset de dolinesaux fonds colmatés, - raretédes dolines et gouffresabsorbants. Il s'ensuitune diminutionde la fonctionréalimentation de I'aquifère. Commece sontces types d'appons hivemaux qui confèrentaux écoulements karstiquesleur abondancede saisonfroide et leur soutiende saisonchaude, le Loison amontse trouvefortement pénalisé par rapportà seshomologues. Enfin, il apparaît(Figure II-19) que l'émergenceéponyme du Loison est un exutoiretèmporaire-du ruissellement souterrain, essentiellement actif en hiver: c'est doncune sourcede dépressionde nappelibre fonctionnant en dégorgeoirdes circulations karstiques. En été,les sortiesd'eau migrent à I'aval du village de Loison en directiondes formations argileuses sous lesquelles la nappedevient captive : les griffons qui alimentent encore parcimonieusementla rivière ne fonctionnent plus qu'en débordementau contact du toit imperméablede I'aquifère. Il .restealors à ces écoulements4 km à parcourir sur le substratum imperméablejusqu'à la stationhydrométrique de Billy-sous-Mangiennes: contextepropre à I'exacerbationdes prélèvementsévapotranspiratoires sur unemince lame d'eau. I-e comportementde la Thinte paraîttout aussiparadoxal. 189 t! o x +J lrJ 6Z uaH z, L< o J >Fro Ê- |fJ o C (J L = +) rO vl rÉ E a^ N r(u OJ tE o +J +J |I' 0., |E l- ttl = E> LO o, .|J O t/'t r(u >H =Ê tO) o rO O v) CJ ,gg .F th o tt +J G| =or, L Its +) !F q- Ê|qtÈ att L '- L JF GO! oEtâ o oo0J L G'+J9 LO tâ Lt) LC dro >IOJL o> oogr IF +J IOJ cô +JLL ^ b3g O- V'l LrJ oo0J >tc E o@@ .l FI z,l ol =l c) Thinte Bien que doté du bassin-versantle plus arrosé,cet affluent possèdedes débits spécifiquesfaibles en annéeet hiver moyens,simplement médiocres en êté. Surestimationdu bassin-versant(supra) et faiblessedes surfaces imperméables(36 Vo aprèsrectification) peuventexpliquer en partie la faiblessedes écoulements annuel et hivemal; il n'en restepas moins vrai qu'avec 5l Vo du bassin-versantréel en formationshydrogéologiques perméables,les débits spécifiquesestivaux paraissentsingulièrement indigents.Ces formations hydrogéologiques se répartissent en: - 34 7ode calcairesoxfordiens qui ne possèdentprobablement pas le rendementqu'on leur prêtehabituellement, - 17 Vode grèves(réparties en grèvealluviale et grève colluviale) qui ne constituentqu'un réservoir de relais pour le flux en provenancedes calcaires oxfordiens. Bien alimentéespar les sourcesde trop-pleinde I'Oolithe femrgineuse et les précipitationshivernales, ces grèves peu épaisseset donc rapidement saturées,donnent naissance à desruisseaux qui alimententla Thinte : tel est par exemplele cas desruisseaux d'Etraye et de Maurupt sur la Figure tr-20. En été par contre,les sourcinsissus des argilesà Chaillesse perdent rapidementdans ces formationsfiltrantes, et c'est à I ou 2 m sousla surface du sol, au contactdu mur callovo-oxfordien,que les écoulementsrejoignent la Thinte : casdu ruisseaude Maurupt. Ce type de circulationssaisonnières entraîne : - une forte densitéde drainagetemporaire, la plus élevéedans le bassin-versantdu Loison(3,17), - une augmentationdes pÉlèvements évapotranspiratoires, - unepéjoration des débits spécifiques particulièrement en été, - le stockaged'une partie des apportshivernaux et I'abaissement conélatif desdébits spécifiques. 191 lrJ =F F J |fJ F UJ ( F/l tcE=t I lfJ ootn tn ct/'(u tn c=oÊ E= o(uoç 'l 'PÊ-(|)*) !-,J )'e-'-É0J = O gl'r o)=.Éolr€ LL-CFr'- oJl!>= Ê (t- ,(€ (-) \çI J .:tu.n.aÈ.o UJ +)-Eoro lét)FF(uq, Ê,F'-.e lrJ E-O'tg)tOtO trJ ,î3&â.!,i ,f'|l -J 't f -r-{ o N' 'l .J lrJ aJ1| lrJ I >l trJ I É,1 (9l I Vrl uJl Jl I tll I =l ô,1 b=:33 I ,83333 ('l 'cIitt I' L t/ Ç /u) /3t4 r92 d) Loison médian I-e cas du Loison médianrecoupe dans une largemesure ce qui a étê dit précédemment. C'est le sous-bassin-versantcomportant la plus faible proportionde formationsperméables (15 7o) dont la moitié en calcairesbathoniens et le reste en grève et calcairesoxfordiens dont il partageune fraction des écoulementsavec la Thinte au niveaudes buttes-témoin de Damvillers.Mais sonhandicap est surtout d'ordre morphologique. Le réseauhydrographique du Loison médian se rattacheau type géométriquedit en peuplier ou en couloir dissymétrique:avec une rive droite formée de courts ravins dans les argiles calloviennesde I'interfluve Loison-Othain, et une rive gauche sur laquelle les affluents sont génétiquementliés à la cuestaet sesbuttes-témoin, à 6 ou 10 km du drain principal. Ce déséquilibredu drainageest pnéjudiciableà I'alimentationdu Loison puisqu'il augmentedistances et temps de circulation des apports oxfordiens. Si I'on ajouteque ceseaux circulentsur desfonds alluviaux souvent formésde grève(l'Azannes en particulier),on conçoitaisément qu'il s'agit là de conditionsfavorisant les prélèvementspar évapotranspiration. Il n'est doncpas étonnantdans ces conditions que les débitsspécifiques soient particulièrementfaibles en été, au reboursdes débits spécifiques hivemaux. CONCLUSION La contrainte lithologique marque donc de son empreinte les écoulementsdu bassin-versantdu Loison. Par leur grandeextension (60 7o du bassin)les surfacesargileuses imperméablescontribuent essentiellementà la formation des débits hivernaux,alors que les formationshydrogéologiques perméables (33 7o) conditionnentprincipalement les caractéristiquesdes écoulements estivaux. La distributionspatiale de ces formationslithologiques et la variétédes sinrationsmorphologiques induisent I'existence d'une mosa'r'quede terroirs hydrologiqueshétérogènes (R.Lambert 1975) conférantà chaqueélément du rÉseauhydrographique un comportementparticulier. 193 CONCLUSIONDU CHAPITREPREMIER L'étude hydrologiquedu bassin-versantdu Loison est menéeà partir desdonnées observées à Han-lès-Juvigny. Le tryptique pluviométrie-thermométrie-lithologiedétermine pour l'essentiel les caractéristiquesfondamentales de ses écoulements.Son abondanced'essence pluviale est régulée saisonnièrementpar les prélèvementsbio-thermiques estivaux. Aux contrasteslithologiques de sonbassin-versant il doit I'accentuation de la variabilitéet de I'immodérationde sesécoulements. Ceux-ci se répartissenten trois grandesfamilles : ruissellementdirect, ruissellementretardé, écoulement de base. La distribution spatiale des formations lithologiques et leur morphogénèseinduisent la coexistenced'une mosaïquede terrains pennettantune sectorisationdu bassinen unitéshydrologiques homogènes. 194 CHAPITRESECOND LE BILAN HYDROLOGIQUE ET LESoÉnrrs EXTnÊuns 195 La critique des donnéeset la connaissancedes grandesmodalités de l'écoulementfournissent la basesur laquellepeut s'asseoirune étudeplus géographiquedes relationscomplexes liant coursd'eau et milieu natureldu bassin-versant. L'établissementd'un bilan hydrologique de type classique- en présentantsous une forme synthétiquela balancedes apports et despertes - constitueen ce sensun premiertype d'approchecomparative. Effectué pour chaquestation représentative d'un secteurhydrologique défini, il pennet de préciserI'impact globalde chaquemilieu sur la qualitédes écoulements. Lithologie et morphologiedictant variation et immodérationde I'abondance,I'utilisation d'une méthodeappropriée, permet l'évaluation des composantessouterraines de l'écoulementrégies par les formations carbonatéeset l'évaluationde sescomposantes aériennes placées sous la dépendancedes étendues argileuses. Mais c'est en situationd'extrêmes hydrologiques - crueset étiages- que s'apprécientau mieux les poids respectifsde ces facteurs.C'est en particulieren étiage- lorsqueprécipitations et ruissellementn'influencent plus les écoulements- que le rôle desaquifères calcaires carbonatés montre toute sa mesure.Réalisation de profils hydrologiqueset cartographiedes débitsd'étiages constituent en ce sensun puissantinstmment d'investigation. I - LE BILAN HYDROLOGIQUE DU BASSIN-VERSANT DU LOISON Le bilan hydrologiquepermet de quantifierles transfertsd'eau issus desprécipitations. Il comportetrois termesprincipaux : les entrées(Pmm), les sorties (Emm) et les stocks(Rmm). DansI'hypothèse d'un cycle complet- les variationsde stocksétant supposéesnulles et les pertespar infiltration profonde négligeables- soit sur un nombre d'années suffisammentgrand, l'équation du bilan hydrologiqued'un bassin-versantpeut s'écrire: 196 Pmm= Emm+ Dmm avec : Pmm= lame d'eau moyenneannuelle précipitée Emm = lame d'eaumoyenne annuelle écoulée Dmm = déficit moyenannuel d'écoulement assimiléà l'évapotranspirationréelle ETR. Ces composantesdu bilan ont été calculéespour les sous-bassins- versantsainsi quepour le Loisonà Han-1ès-Juvigny. L. Les bilans hydrologiquesannuels et saisonniers a) Bilans annuels Le tableauII-15 donneles composantesdu bilan hydrologiqueannuel pour la série1969-70 à 1988-89. TableauII-15: Bilanshydrologiques annuels (1969-70 à 1988-89) Pmm Emm Dbmm EI'K'I'urc E IR Coutagne mn IIlm LorsonHan u)) 5tu 4U) 40u 46'J Han (18 ans) 901 398 s03 loison médian 847 32t 526 468 484 Thinte 88s 355 s30 474 488 Moulin 814 356 458 462 478 Meuseà Stenay 905 377 528 479 502 1969-1980 Avant de passerà I'analysede ce bilan, une mise au point s'imposeà proposdu Loison amontet du loison aval. Par son comportementextrême - lame écouléela plus faible, déficit d'écoulementle plus fort - le Loison amont confirme toutesles réserves quenous avonspu émetfteà sonpropos. Il apparaîtclairement que la stationde Billy-sous-Mangiennesreflète une situation particulière, les débits mesurés ayant subi un double prélèvement( supra) par : - évapotranspiration - pertedans les calcairesbathoniens. Dansces conditions, la stationne peutêtre considéréereprésentative de la totalitédes 181tn2 qu'elle est censéecontrôler. r97 D'autre part le fait que le Loison naissantperde annuellement environ 100 à 150mm dansle substratumcalcaire rend caduque la réalisationd'un bilan hydrologiquepar la méthodeutilisée : la condition d'étanchéitédu bassin-versantn'étant pas remplie. Nous ne retiendronsdonc plus les donnéesde cettestation dans la suite de ce travail. Le Loison aval nous proposeun deuxièmecas de disqualification.Sa lame écouléesupérieure - de 150 à 200 mm - et son déficit d'écoulement inférieur- de 100 à 200 mm - à ceux des autresstations font que même en tenantcompte de ses indéniablesavantages hydro-morphologiques, de tellesdisproportions paraissent inacceptables. Plusieurs facteurs aux effets cumulatifs peuvent contribuer à ce déphasage: - I'inadéquationde la méthoded'estimation des modules de la série 1969-70à 1988-89.Ce que nous savonsmaintenant du rôle des facteurslitho-morphologiques dans la différentiationhydrologique des terroirsrend cettehypothèse vraisemblable. - la sous-estimationdu bassin-versantréel du Loison-aval.Bien que le terrain ne nous ait offert aucun argument en ce sens, la spécificité des terroirs à forte composantecarbonatée laisse toujoursplaner une incertitude. - la sous-estimationdes écoulementsdans les bassinsd'amont immédiat(Thinte et Loison médian)ne peut être exclueà priori. Mêmesi dessoupçons pèsent, nous le verronsplus loin, sur la Thinte, aucunargument décisif ne peut être apportépour clore ce débat. Aussi avons-nouspréféré éliminer ce sous-bassin-versantde notre champd'énrde. Ceci étant,le déficit d'écoulementannuel est grosso-modoinversement proportionnelaux surfacescalcaires : ruisseaudu Moulin et Loison à Han- lès-Juvignyse distinguentpar des déficits inférieursà 500 mm pour des surfacescalcaires de 39 et 15 Vodu bassin-versant. Même en éliminant les deux annéesde sécheresseet de maigres extrêmesque furent 1975-76et L970-71,le déficit d'écoulementdu Loison reste relativementmodéré (503 mm). Thinte et Loisonmédian proposent des déficits d'écoulement su$rieurs à 500 mm et dessurfaces calcaires karstifiées comprises entre 0 et7 7o. I-e bilan hydrologiqueétabli de 1969à 1988pour I'Euron à Frovilleva dansle même sens.D'après les donnéesfoumies par I'Agence de I'Eau Rhin-Meuse,le déficit d'écoulementde cet affluent de gzfurû sinréen rive 198 droite de la Moselle serait de 540mm pour une précipitation de 870 mm ; les formations imperméables(argiles et marnesreprésentant 5O Vo du bassin-versant,et les formations calcairesmoyennement karstifiées du Muschelkalk20 7oseulement. En favorisant un enfouissementprécoce et profond des apports pluviométriques,les calcairessurtout s'ils sontkarstifiés, concourent à la réductionde l'évapotranspirationréelle. La Thinte, dont le bassin-versantest en valeur relative le plus perméable(51 Vo)se signaleplus par la force de son déficit d'écoulement (SlO mm) que par la faiblessede sesécoulements comparables à ceux du ruisseaudyMoïhn. Nousretrouvons là le rôle essentielde la nappe-relais desgrèves alluviales qui seraréévoqué plus loin. Quantau Loison médian,il synthétisedans la faiblessede sesécoule- mentset [a force de son déficit les particularitéslithohydromorphologiques de sonbassin-versant : - pertesdirectes dans le Loison amontet au niveaude la stationde Merles, - intensitédes prélèvements évapotranspiratoires qui se produisent en trois lieux. En premier lieu, sur les argiles recouvrantce bassin à 81 7o. En secondlleu sur la nappealluviale desgrèves présente surtout dans la vallée de I'Azannes.En troisièmelieu par évaporationdirecte sur les 90 ha de l'étang du Haut-Foumeau. L'étude desbilans hydrologiques saisonniers précise cette analyse. b) Bilans saisonniers Ils sont à utiliser avecprudence, car contrairementau bilan pr,écédent, ils ne correspondentpas à un cycle hydrologiquecomplet ; les transferts d'une saisonà I'autre ne peuventdonc être considéréscomme nuls. Ils confirment néanmoinsle caractèrepluvio-évaporal océanique des régimes hydrologiques. r99 En hiver TableauII-16: Bilanshydrologiques saisonniers (1969-70 à 1988-89) Hiver Eté Pmm Emm DEnrn Pmrn Ernrt DEmm 'JW 'J2l .ZJJ Lo$on ttan J54 2'JL) 60 Han(18 ans) 556 327 229 345 7l n4 Loison médian 52r 280 241 326 40 286 Thinæ 547 285 262 338 69 269 Moulin 501 286 2t5 313 69 244 Iæs précipitations,importantes, subissent à un moindre degré(compte- tenude la duréedes saisons)les prélèvementsévapotranspiratoires. Les lamesd'eau écouléespar le ruisseaudu Moulin, la Thinte et le Loison médianse tiennentdans un mouchoirde poche (280-285mm), le Loison à Han-lès-Juvignyse détachantnettement avec 304 mm (327 mm en sériede 18 ans). Si I'on exceptele Loison-médiandont nousavons rappelé la spécificité, les lamesd'eau décroissent de concertavec les surfacesimperméables. Le rôle des argileset des conditionsthermiques hivernales n'altérant que modérémentI'anamorphose des précipitationsen débits se trouve confirmé. Mais I'on retrouveégalement I'effet pondéraæurdu stockageet de la circulationprofonde des eaux vis-à-vis de l'évapotranspiration. En été L'abondancedes écoulements est directementliée au régimethermique d'une part et à l'étendue des formationshydrogéologiques perméables d'autre part, alors que les précipitationsestivales n'ont qu'un effet très insignifiant comme le démontrentles cas de la Thinte et du ruisseaudu Moulin (à ce pas de tempsdu moins). Ce qui confinne que I'essentieldes écoulementsen cette saisondépend surtout du destockagedes réserves constituéesen hiver; et que les transfertshydrologiques souterrains sont en duréed'ordre pluri-mensuel,pour une partie d'entreeux au moins. Dans cesconditions, ruisseau du Moulin et Thinæ paraissentfavorisés par rapport aux autrcscours d'eau : - le premierpar le caractèrenon seulementtransmissif mais aussi visiblementcapacitif de l'acquifère Bathonien 200 - la secondepar le caractèrecapacitif dominant de I'aquifère Oxfordien,relayé par I'aquifèretransmissif des grèves alluviales. Par contre, le déficit d'écoulement semble obéir à une double commande. Commandepluviométrique tout d'abord: plus les précipitationsd'été sontimportantes, plus le déficit d'écoulementest élevé. Cesapports estivaux sont donc de peud'effet sur les débits. Commandehydrogéologique ensuite. L,eLoison médianpaie ainsi I'importancede sesétendues argileuses (81 7o du bassin-versant): - interdisantun soutiendes écoulements - entraînant,en fin ou début de cycle hydrologiquesurtout, des prélèvementshydriques destinés à recharger la frange superficielledes argiles lardées de fentesde dessiccation(ce point seradévelopÉ plus loin) - favorisant,en liaisonavec I'organisation en couloir dissymétrique du réseauhydrographique, les prélèvementsévapotranspiratoires. Vient ensuitela Thinte qui offre à l'évapotranspirationune réserve d'eausubaffleurante dans les gÈves. Seulsle Loison à Han-lès-Juvignyet surtoutle ruisseaudu Moulin à Delut limitent ces pertes grâce à I'immunité hydro-karstiquedont ils jouissentdu fait de leurs imponantsaffleurements de calcairesbathoniens. Un dernierpoint mérite de retenirnotre attention. Les donnéesdu bilan hydrologiquede la Thinte frappentplus, avons- nous dit, par I'importance du déficit d'écoulementque par une réelle indigencedes écoulements. Comptetenu du mode de calcul de ce déficit, I'on est en mesurede se demander: - s'il n'y auraitpas surcstimation de la lamed'eau précipitéesur le bassin-versant.Réponse qui ne peutêtre donnée qu'à I'issued'une améliorationde l'équipement climatologique (confère: étude climatique). - s'il n'y auraitpas sous-estimation des lames d'eau écoulées par la non prise en compte d'un inféro-flux dans les grèvesalluviales formantle lit de la rivière au droit de la stationde Lissey. 20r Si tel était bien le cas,cela éclaireraitle problèmesoulevé par le sous- bassin-versantdu Loison-aval. Il faudraiten effet réviser,à la hausse,les écoulementsde la Thinte (et du Loisonmédian ?) et, à la baisse,ceux du Loisonaval. Ce qui auraitpeut- être le mérite de ramenerces derniersà un ordre de grandeurproche de celui du ruisseaudu Moulin. Etant donnéles grandessimilitudes d'ordre climatique, lithologique et hydromorphologique,cela pourrait paraître vraisemblable. La sous-estimationdes débits du Loison médianest une réalitélors des épisodesde crue (cf. critique des stations).Elle ne nous paraît malheureu- sementpas quantifiable. Pour la Thinte par contre,la valeur de I'inféro-flux peut être déduite desparamètres hydrodynamiques de I'aquifèrede la grèvealluviale (Daum- Henturger-Missey-Vanden Avenne 1978). En retenantles paramètressuivants : - perméabilitéK de 9.10-aà 2.10-3m/s, '1,5 - porositéefficace de Vo, - un lit majeur de 300m de large et une épaisseurde grève alluvialed'un mètresous le fond du coursd'eau, on peut calculerque le moduleannuel serait sous-estimé de 20 à 45 Vs,soit une lame d'eau annuellede 8 à 18 mm. Le tableauII-17 ci-dessousdonne les valeurs du nouveaubilan hydrologiquequ'il estpossible de calculer. TableauII-17 : Bilan hydrologiquede la Thinte à Lisseyen tenantcompte de I'existenced'un inféro-flux rfferGilux Pmm Emm DEmm Vs 0 885 355 530 20 363 5ZZ 45 37'J 5t2 Que ce soit en hlpothèsehaute ou basse,le déficit d'écoulementreste fort, car régléessentiellement, nous I'avons vu, par le rôle péjorant de la nappe-relaisdes gÈves. 202 Par contre, les lames d'eau écoulées- bien que modestement modifiées- se hissentà la valeur de celles du Loison à Han-lès-Juvigny (370 mm), ce qui sembleplus conformeà ce que nous connaissonsdu contextelitho-morphologique de sonpremier affluent. Au-delà de la marged'incertitude introduite par I'instrumentationet I'estimationdes paramètres du bilan hydrologique,il est clair qu'en régime de type pluvio-évaporalles facteurslitho-morphologiques pèsent d'un poids décisif sur les conditionset la qualitédes écoulements. Cettedimension d'hétérogénéité à l'échelle locale ne peut être prise en compte de manière satisfaisantepar des formules empiriquesne retenant qu'un minimum de facteursessentiellement climatiques. Ainsi, la formule de Coutagnequi semblaitparfaitement convenir lors de l'établissementdu bilan hydrique(cf.:1ère partiede ce travail),montre ses limites lorsqu'elle est confrontéeà la réalitéhydrologique (Tableau II-1s). Si nousavons dû par ailleursrejeter les sous-bassins-versantsdu Loison amontet aval,l'établissement de bilanshydrologiques nous a prouvé,par les problèmessoulevés, le caractèresynthétique de ce type de démarcheet la nécessitéde ne I'aborder qu'une fois réuni et critiqué un ensemble suffisammentcomplet d' observations. A ce propos,un dernierpoint peutêtre soulevé. Il apparaîtnettement (Tableau II-15) qu'avec 59 Vode son bassin- versanten terrainsperméables contre 33 Voseulement pour le Loison à Han-lès-Juvigny,la Meuse écoule en année moyenne une fraction équivalentedes apports pluviométriques (43-44Vo).En été (TableauII-16) sesécoulements sont supérieursà ceux du Loison, tandis que son déficit d'écoulementest systématiquementplus élevétant en valeursabsolues que relatives.Ce qui ne laisse pas de surprendrecompte tenu du caractère fissural et karstique (47 Vo desformations lithologiques) que I'on attribue au bassin-versantdu fleuve, et grâceauquel on expliquaitjusqu'alors la forte progressiondes écoulementsbruts et spécifiquesdans la traverséedes calcairesoxfordiens des Hauts-de-Meuse (J.-F.Zumstein 1976, A. Mentré- Hildenbrand1986). I-e recueil des élémentsconstituant le bilan hydrologiquede la Thinte nouspermet de poserle problèmesur desbases nouvelles. Ce n'est pas tant la nanlre karstique controverséedes calcaires oxfordiensque I'extensiondu bassin-mosanen rive gauche(et en rive droite ? A. Durup de Baleine 1989)qui profiterait au fleuve. Seuleune étudegénérale pennettrait de conclureen étendantà toute la traverséedes Hauts-de-Meuse,ce qui n'est pour I'instant que le cas 203 particulier de la Thinte. Mais si ces faits étaientavérés, il faudrait revoir à la baisseles lamesd'eau écoulées par la Meuseà Stenay,et à la hausseson déficit d'écoulement. L'établissementde bilanshydrologiques annuels a montré que les for- mationsperméables jouaient un rôle déterminantdans le régime des cours d'eau. Leur caractèretransmissif limite les prélèvementsévapotranspira- toires,tandis que leur caractèrecapacitif détermine pour une bonnepart les écoulementsestivaux. Il convientdonc d'appréhenderla valeur de ces ré- servessouterraines. 2. Les réservesen eau souterraine Le bilan hydrologiquetel qu'il vient d'être présentérepose sur l'équivalenceDE = ETR. Cette hypothèseréductrice admet que I'on puissenégliger - pour un laps de temps suffisammentlong - les variations de réservessouterraines AR. Nous nousproposons, dans un premiertemps, de déterminerla valeur de ces réservessouterraines en fin de cycle hydrologiqueannuel, et de rechercher,dans un deuxièmetemps, quelle est la part qui leur rcvient dans les écoulements. a) Valeur des réserves souterraines en fin de cycle hydrologique annuel du bassin-versantdu Loison La valeur desréserves souteraines stockées en fin de cycle annueldans le bassin-versantpeut être connuepar le recoursà la loi de tarissement. Cette loi supposequ'en régimenon influencépar les précipitations,un réservoirsouterrain poreux se vidangeselon une loi de type exponentielle (loi de Maillet) dont I'intégrationpermet le calcul de la totalité desréserves en un moment donné. La déterminationdes débits de base se fait par application à la chroniquedes débits moyensjournaliers, de la loi de tarissementde Maillet Qt= Qoe-at qui donne le débit du réservoir souterrainQt en m3/s à I'instant t, en fonction du débit aérien Qo à un instant to pris comme origine du tarissement. 204 Le volume Ws emmagasinéà I'instant to dans la couche aquifère alimentant le débit de tarissementest ensuite déterminé par les équations de la courbe de tarissement(G. Castany 1967) z \ilq rn3 = 86400 Qo o. L'essentielde cetteméthode repose, on le voit, sur la déterminationpar solutiongraphique du coefficienta de tarissement. Simple dans son principe, cette méthodese heurte en pratique à de nombreusesdifficultés. Citonssans pÉtendre à l'exhaustivité: - la raretédes periodes estivales sous influence pluviométrique, en climat océaniqueà nuancecontinentale, - la fiabilité desmesures de faiblesdébits, - la validité d'applicationd'une loi de milieux poreux à des réservoirsde type fissural (karst), - la probabilité réduite de voir le tarissementcoïncider avec la bornemensuelle d'un cycle hydrologique. Cette méthode implique donc acceptation d'un certain nombre d'approximations,que son applicationuniverselle nous fera admettresans critique préalable. Ce faisant,il est possiblesinon de calculerdu moins d'approcherla valeur des réservessouterraines en fin de cycle hydrologiqueannuel, et de les intégrerdans une nouvelleéquation du bilan hydrologique: E =(p + ^R) (ETR + ÀR') avec: [sortie] [apports stock] [pertes stock] E = lame écouléepar le bassin-versantlors d'une annéehydro- logique(mm) aR = éserve stockéedans le bassin-versanten fin d'annéehydrolo- gique précédenûe(mm) P = apportspluviométriques au bassin-versanten cours de cycle hydrologique(mm) ETR = pertesévaporatoires lors du cycle (mm) ÀR' = Éseryesstockées dans le bassin-versanten fin de cycle hydro- logique(mm) 20s E et P étant mesurés, AR et AR' calculés par application de la formule de Maillet, ETR peut-êtredéduite de l'équation: ETR= (aR+ P)-(E+ aR') I.e, tracé des droites de tarissement est donné en annexe II-4 ; les éléments de ce nouveau bilan annuel à Han-lès-Juvigny sont donnés dans le tableau rI-18. Tout en restant prudent, compte-tenudes réservesprécédemment émisessur I'utilisation pratiquede la loi de tarissement,il apparaîtque les réservesstockées en fin d'exercicehydrologique annuel : - subissentd'assez faibles variations inter-annuelles, les extrêmesde la sérieconsidéÉe allant de 2,2 à 28,2nun, - ne représententqu'une faible part (3,2 Vo en moyenne) des écoulementsde I'annéesuivante sur laquelleelles n'auront donc qu'uneinfluence limitée. L'écart entre déficit d'écoulementet évapotranspirationréelle calculé par cetteméthode est globalementnul, et varie entredes extrêmes de - 4,4 à + 5,1 Voen annéesparticulières. Ce qui permetde conclure: - à la validité de I'approximationutilisée pour l'établissementdu bilan hydrologique sur une longue série d'années: ETR = DE = P-E, - à la bonne approximationde la valéur des stocksen réserveà la fin de chaqueexercice hydrologique, par la mise en Guvre de la formule de Maillet, - à I'existenced'une loi de tarissementannuel non-univoque. Nous pouvonsconstater à ce proposque les plus forts écartsETR/DE d'annéesparticulières semblent imputables : - à la qualité de I'information"débits" (1988-89)qui se répercute entreautre sur le calculede c, - à la qualité de I'information "précipitations" en annéesde forts abatsessentiellement. Sur cesacquis, nous avons appliqué la mêmedémarche au ruisseaudu Moulin à Delut et à la Thinte à Lissey. m S I = q.oo^\o^\o^ôtÉIqæ^-i-i-is^o--i c'l .f -^tll jio j-6;9 x do o o cjcdrido ai- ci-ic.ïl o t | | t | | t+l tlEl ++ t ++ + +, ++ ilÊ \c)o) I (l) I = 1 æ_1 æ^æ^ -1 q c.I æ^\o. q q q vI -1 \ c'i e.f q q.l 6 ô ôl O C?) æ $ æ É (î f- (\l Ê - O Or f\ C.| \O æ col bo + rô r iô sf \t O t S cq O \O O O O\ v-t N' b) Valeur des réserves souterraines en fin de cycle hydrologique annuel dans les bassins-versantsdu ruisseau du Moulin et de la Thinte Les résultatssont donnés,pour le tracé des droites de tarissementen annexeII-4 et pour les estimationschiffrées dans le tableautr-19. Ce bilan, établi pour les 8 annéesde fonctionnementcommun des sta- tions, met en exerguele rôle fondamentaldes aquifèresdont < 3. La part des réservesdans les écoulements Le problèmeposé revient à décomposerla chroniquedes débitsd'une annéeparticulière en débit de ruissellementet débit de base. Nous considéronscomme débit de ruissellementtout écoulementlié à une influencede la part desprécipitations, soit: - les apportsdirects dans le lit mineur,ou le lit majeurlors de crues débordantes, - les apports rapides du ruissellement sur les formations superficielleset du ruissellementkarstique, - les apportsdifférés du ressuyagedes formations superficielles. 208 c) S S \(l) ,rlo^æ^lI = \,rln n = qt^-lvlolc.l\c.ll N (€ x nôlo\t-oæ*r-; nl x I iOOOO.+c.r(\.ll | | , ,+ , ,l tl q) V'l- - + -{lr4 | | | r + | + rl I =lH \o da æ I I rô oo .lO\\O --"-Ol ^l qqq,rI\æ^('I,/i n o\ dddeo oi+c.i+l dl N\O\O\Of-cî\n!+ n I +O\N\ôC!\Oæiôl ôl â O,rSO\OC{æC- !-) zCll 1ôcq+----ol +l iî\oV1\ô\ot\os ^ o\ f- I æ f- ææcrr---al >l I \o^\qqc1\ o\ x o,ridd,rïviddil I Od!ôcqO\rô-{ccl !1 :aæ\oNôlo\t\Êl FaËc lôl f- '-. H.a tô (î S NOOôlv1 .Xcôt\oo lO,-{-{OXOOO T Ë toooov-ooo o\ loooovooo EaâÈe.âe.Ë I Fooooooo l. t\odôl(1 !+lf1 \o c) t\o-{ôlcfi$!ô\o () = \æææææææ Ê >æææææææ I 6g nI E: ro ()É q) I .o t\ o t\ à cl 5 = F 209 Le débit de base corresponddonc aux écoulementsréalisés hors influence pluviométrique: - soit qu'il y ait absencede pÉcipitationspendant un laps de tempssuffisant pour que le ruissellementait cessé; - soit que les prélèvementsévapotranspiratoires soient suffisamment puissântspoui annihiler toute répercussiondes précipitationssur les écoulementsmesurés en surface. Le débit de baseest donc senséprovenir uniquement du destockagedes réservessouterraines profondes. A panir de cette réductiondu complexe.des circulations hydrologiques il estpossible de proposerune méthode de déterminationdu débit de baseau pasde tempsmensuel. a) Détermination du débit de base mensuel. Méthodo' logie Le problème posé est généralementrésolu Par décompositionde I'hydrogiamme(H. Schoeller1962, Roche 1963).La méthodeclassique, dié de I'hydrogrammeunitaire, voit sa portéepralique._restreinte par un certainnombre de conditions(fonctions du climat et du milieu physique)pas toujours réalisées,ainsi que par la lourdeur du traitement d'épisodes ponctuels(P. Dubreuil1974). Plus récemment sont apparuesdes méthodeshydrochimiques et isotopiques(M. Hino - M. Hasebe1986) reposantsur I'utilisation d'un appareilanalytique dont nousne disposonspas. Plus soupleet plus pratique est la méthodeutilisée PaI M. Dacharry pour la Loire (1974, et reprisepar C. M. Cossandeypour le Ru de Carnoët (1e84). La déterminationdu débit de basese fait par applicationà la chronique desdébits joumaliers de la loi de tarissementde Maillet. On en déduit une loi unique de vidange à validité annuelleou pluri- annuellequi permetde définir au pas de tempsdésiré la valeur du débit de base,connaissant le débittotal. Outre que I'application de cette formule lequière ., u.ne couche aquifèrehombgène éiisonope et à alimentationuniformément répartie dans l'èspace (G. Castany1967), nous avonsvu que sa mise en li tempset " æuvres'avérait souvent délicate. En fait, trois critiquesprincipales peuvent être formulées: La premièrea trait à I'existenced'une loi unique_dedécrue, quelle que soith sâisonou le niveauinitial desréserves (M. C. Cossandey),tandis que 2ro M. Dacharry constateune variation du coefficient a suivant les débits initiaux. Avec des nuances,il est vrai, les auteursayant travaillé sur les sourceskarstiques se partagentégalement, J. Forkasiewiczet H. Paloc (1967)considérant << que le coefficientde tarissementhabituellement utilisé pour caractériserune sourcede karst, varie... d'une annéeà l'autre >>et qu'< tarissementest nettementmarqué, on peut s'attendreà avoir desrépartitions différentesdes débits classés, I'une pour les hauteseaux avecune succession de variablesaléatoires dépendantes, I'autre en étiage avec une évolution quasi déterministedes débits >. Dans cet esprit paraîten 1976une étudepÉliminaire sur les relations entre écoulementssuperficiel et souterrainde cours d'eau des calcairesdu Dogger lorrain (J. Salado- J. Leroux - F. Letouze - C. Thomas) dans laquelle il est remarquéqu'après report sur papier gausso-logarithmique < Utilisationde la courbedes débits classés dans la séparationdu ruissellement et de l'écoulementde base. On établit une courbe des débits moyensjournaliers classéspour chacundes mois d'une suite d'années.Celle-ci doit être la plus longue possible; à défaut,et sousréserve d'investigations supplémentaires, quatre à cinq anssemblent suffire pour obtenirun résultatprobant. Ne disposantpas de moyensde classementet de calcul automatiques, nous avons travaillé manuellement,à partir d'une grille de ventilation utiliséepar I'Agencede I'Eau Rhin-Meuse: nousobtenons ainsi desclasses de débitsmoyens joumaliers centrés. Le report sur papier logarithmique, avec débits en ordonnéeet pourcentagecumulé de chaqueclasse en abscisse,permet de linéariserla portion de courbe conespondantaux plus faibles débits de chacundes 12 mois d'une série d'années.On obtient ainsi une fonction puissance (Y = 41b) caractéristiquedes plus faibles débitsen chaquemois, débits correspondantà la vidangede I'aquifère. Son tracé à I'estimeet sonprolongement sous la courbedes plus forts débits permettentde déterminer: 2r2 - le débit caractéristiqueen chaquemois du début de tarissement (équivalent du Qo obtenu par application de la formule de Maillet), - le débit maximumaneint par I'aquifèreen chaquemois, - une relation d'équivalenceentre écoulementtotal mesurédans le coursd'eau et débit de basecorrespondant. Ces droitescaractéristiques ne sontpas le plus souventparallèles entre elles,démontrant qu'il n'existepas - en tout casdans les exemplesétudiés ici - de loi de vidangeunique, annuelle ou saisonnière.Mais que chaque mois possèdeses propres caractères, généralement reconduits d'une année surI'autre. En effet, la meilleure linéarisationest obtenuelors des mois pour lesquelson peut supposerque les réservessouterraines sont généralement fortes,et que le tarissement- s'il intervient- se fera dans des conditions très voisinesd'une annéesur I'autre. Ce sont les mois de février, mars, janvier et décembre.Les autresmois présententle plus souventdeux paliers pour les débitsd'alignement. Trois explicationspeuvent être avancées: - I'imprécision de règle dans la mesuredes plus faibles débits, surtouten périodede basseseaux. S'il n'est pas entièrement supprimé,cet artefact doit être ici limité par le fait que nous travaillonssur desclasses de débitsmoyens journaliers centrés. - la variationdu degréde précisiondes courbes de tarageavec le temps,et I'utilisation (cas de Han-lès-Juvigny)de courbesde taragesaisonnières dont les raccordsse font parfois de manière suspecte. - la distributionde l'échantillontraité en annéeset mois tantôt secs, tantôthumides, qui peuventmodifier la valeur de Qo. Deux solutionspeuvent être adoptées: - soit se caler sur le palier supérieurpour tracer la droiæ recherchée.On considèrealors que les débits du palier inférieur- anonnalementbas pour le mois considéré- proviennent bien de la seule vidange de I'aquifère. - soit ventiler les débits du palier inférieur sur le mois suivant,ou le mois précédenten cas d'étiage qui se prolongeraitexceptionnellement en périodeordinaire de reconstinrtiondes réserves. Quelleque soit la solutionadoptée, la faible valeur desdébits concernés montre qu'il s'agit bien d'écoulementsd'origine essentiellement 2r3 soutenaine:ils peuventdonc être comptabiliséscomme débit de basede leur mois d'origine. Cesdroites tracées pour les 12 mois, on calculeleurs caractéristiques (équation[1] de type puissance)avec : Xt=Vo Yr = Q de basecorrespondant, lu sur la droite. La courbedes écoulements totaux - partie supérieureau Qo en chaque mois- est de type semi-logarithmique(équation [2]) avec: Xz= Vo Y2= Q total. Pour calculerle débit de base conespondantau débit d'écoulement moyen journalier centré, on établit un changementde variable en transformantà I'aidede l'équation[1] lesXz en Y1. On obtient alors une troisième fonction de type logarithmique (équation[3]) avec: X3=Yz=Q total Y3=Yr=Qdebase. Validation des résultatsobtenus par application de Ia méthodedes débits clnssés Les ésultats ainsi obtenuspeuvent être comparésà ceux découlantde I'extrapolationdes courbes de tarissement. Nous prendronscomme exemples une annéed'indigence (L975-76; Emm=75,5) et une annéed'abondance (L977-78 ; Emm= 468,8)à Han- lès-Juvigny. On trouverale tracédes droites de tarissementen annexeII-4 Trois remarquesconcernant la fiabilité de cette pratique graphique classiqueen hydrogéologies'imposent à ce stadede la démonstration: - I'année 1978 illustre parfaitementla physionomietraditionnelle des étés lorrains lors desquelsles périodesnon-influencées de courtedurée ne pennettentqu'une approximationdans le tracéde la droite de tarissement. 214 - mêmelors d'étésexceptionnellement secs présentant des séquences pluri-décadairesnon ou peu influencées(comme en l976),le tracé de la droite de tarissements'avère délicat. - le prolongementvers I'amont, au-delàdu point Qo,de la droite de tarissementrelève à l'évidencede la pure hypothèseet n'échappe donc pas aux critiques et réservesque nous formulions précédemment. Nonobstantnous apprécieronspar lecturedirecte de I'hydrogramme une valeur approchéedu débit de basemoyen-joumalier en début et fin de mois pour en déduirequelques débits de basemoyens-mensuels. Le tableauII-20 compareles résultatsde cette lecture directe à ceux obtenuspar le biais descourbes de débitsclassés. Tableau\-20: Débit de basemoyen-mensuel obtenu par lecturedirecte sur la droite de tarissement(1) et par la méthodedes débits classés cumulés (2) Mars Awil Mai Jurn Juilet Août Septembre Octobre Novembre 1976 I 4,9 3,1 2,1 L,4 0,8 2 6,2 3,4 2,4 1,7 0,8 1978 1 14,4 Il,7 10,1 8,2 7,1 6,0 4,7 4,2 3,4 2 17,6 12,8 11,9 8,3 8,2 6,5 4,7 4,4 3,8 Il appertque les débitsde basemoyens-annuels obtenus sont du même ordre de grandeur,quoique généralement surestimés par la méthodedes débitsclassés-cumulés. Cette surestimationest plus forte pour les mois d'écoulement abondant:elle est par exemplede + 3,2mm en mars 1978,mais tombeà + 0,1 mm en juin de la mêmeannée. En termed'incertitude sur le découpagede l'écoulementtotal desmois considérés,ces valeurs représententune fourchetted'erreur de t 3,5 à O,I 7oque I'on pourrait considérercoûtme acceptable par défaut. Elles nous paraissentplutôt releverd'une meilleureappréciation des fluctuationsdu débit de base en régime influencé,alors que le simple prolongementde la droite de tarissementles sous-estime. La concordanceentre résultatsobtenus nous permet de connaître directementpar applicationde la méthodedes débits classés,la valeur de chaquedébit de base,ce qu'il eût été probablementimpossible d'obtenir par applicationd'une éventuelleloi de tarissementunique. 215 La réponsedes aquifèresaux impulsionspluviométriques n'étant pas immédiate,cette méthodene permetpas telle quelle de faire correspondre les débitsde baseaux débitstotaux à l'échellejoumalière. Par contre,en déduisantd'une fonction relative aux débitsjournaliers, un débit de basemoyen-mensuel, nous obtenons un effet de lissagequi nous paraîtplus convenirà la réalité du terrain. b) Débits de base et de ruissellement La séparationdes écoulementstotaux en débits de baseet débitsde ruissellementest appliquéeau Loison à Han-1ès-Juvigny.Une comparaison avecla Thinte et le ruisseaudu Moulin lui fait suite. Débits de base et de ruissellementmensuels à la station de Han-lès-Juvigny (r969-70à 1988-89) Les courbesde débitsmoyens-journaliers centrés classés sont données en annexeII-5. Les valeursmensuelles des débits sont données en annexeII-6. Le tableauII-21 donneles valeursmoyennes mensuelles du débit de baseQu et du débit de ruissellement(Q' = E - Qu) en sérieshydrologique (1969-70à 1988-89),sèche (1970-71 à 1976-77)et humide (1977-78à 1988-89). En annéemoyenne,le débit de basereprésente 29 Vode l'écoulement annuelE; il passeà 427o en annéessèches et redescendà 25 Voen années humides: le volume dynamiquedes réserves est doncfaible. Ce n'est pas tant le rendementhydrologique propre aux aquifères carbonatésqui est ici en cause,que leur extensionrelative dans le bassin- versantcomme le démontrele calcul suivant. Le plus faible débit moyen-mensuelmesuré - uniquement dû au volume dynamique- a été,de 0,097m3ls en août t976. Rapportéaux affleurementscalcaires du bassin-versantréel (+ 75k I q.qôl o^ ^ \o" ,o^q s. E f f- c.l J -.- <\ov1 tr \O\O o) +\oæ Ft\H <\â\o q!ôr- 1r|cî o 3\ \O ôl q) (t)c) (t) NæT ++o \t\o o\oo\ >rôôl nôld ôf-æ ri q \o^ p à \(l) ôo\\o < f- c?l DO\O Nt< nc\ € o q) æO\O\ )o ca..l rô ar ôl cô (â +Éôl ôo\\o ir)cqo C\' 1ôÈôl +-rCq s o E rtr\ )O F. f- E \o^q p -.ç\O CdO\ ô\oo\ \q) Nd OÈ$ € ,fI q) \,fI r- q q, +f-f- rt) iËo >o\o oôls +Nc.l oN$ c) osc{ q c'l Éi 3F-co l-{æ poæ Ë z o\ôo t\rôç '\ \O c?l cl NôI NôI \(l)È É ra :f o\ !ôl\o 3 û\nO\ f-.qrôl Oc?|(o ôl NF. I 3 GI E'r dd 'r dd '1dd c) cl cl cl 3 po\ cl 30\ \æ F io? ll t\æ 3é >æ oæ >æ t\ O\ fr0\ t\ O\ 2r7 Bien qu'égalementprésent en étê- notammentnous le verronssous sa forme différée de ressuyagedes formations superficielles - le ruissellement domineles écoulementsde saisonfroide. tr représenteen moyenne74 7o des écoulementshivemaux, valeur qui monte à 77 7o en sériehumide et descendà 63 7o ên sériesèche : I'hiver est bien la saisondu ruissellement. Car, hormis en étés de sériesèche lors desquelsil représenteencore 6OVo des écoulements, sa contributiontombe à 26 Voen étéshumides. Nous retrouvons dans ces caractéristiquesles interactionsentre facteurs lithologiqueset bio-climatiques. La FigureIl-21montre l'évolutionmoyenne (en mm) : - despÉcipitations mensuelles - du débitde basemensuel maximal - du débit de basemoyen mensuel - du débit correspondantau débutdu tarissement(équivalent du Qto de Maillet) - du débit total du Loison. Lærégime hydrogéologique du Loison à Han-lès-Juvignyconnaît deux phasesnettes : une phase de réalimentationdes aquifèresd'octobre à février, et une phasede vidangede marsà septembre. tr y a donc dysharmoniede fonctionnemententre régimessaisonniers pluviométriques,thermique, hydrologique et hydrogéologique.La phasede vidange des aquifèrespeut être décomposéeen deux séquencespluri- mensuelles. De mars à mai, les rechargessont semble-t-ilmonnaie courante, bien que les réservesn'atteignent plus le niveaude février. Juin marque avec deux mois de retard sur le temps hydrologique le début de l'été hydrogéologique: débit de basemaximal et débit de débutde tarissementchutent. Ce comportementest à mettre en relation avec l'évolution des températureset la plénitude de I'activité végétale: les prélèvementsévapotranspiratoires entrent alors dans leur phased'optimum. Débuteensuite une deuxièmeséquence lors de laquelleles possibilités de rechargedes aquifèressubsistent de façon ténue avant de disparaître quasiment semble-t-il en septembre.Ces possibilités de rechargedes aquiftres en periodeestivale expliquent les paliersconstatés principalement lors desmois pÉcités sur les partiesbasses des courbes de débitsclassés. 2r8 :tig--'I:I-27 RUr!E!!ÉuEn1; : otet rs'oe' -oÈnut, or lanf ssenÈni,, r,royEils::ilEilsuELs A, HAr{-t_Es:JuY IGI{Y (1969- 70 à l9R&89;. , .-t. 219 La Figure lI-22 montre par le quasi-parallélismed'évolution des courbesde précipitationet de débit de débutde tarissement,que le tempsde réponsedes aquifèresà I'impulsionpluviométrique est de I'ordre d'un à 2 mois. Si I'on admet: - que la rapidité de la vidange,traduite par la valeur du coefficient a, estfonction de l'état desréserves, - que cet étatest bien traduit par la valeurdu débit Qt", - que septembrevoit coihcideren moyenneétiages hydrologique et hydrogéologique, on peut en déduire: - que la prévisiondes débitsde baseen phasede vidangepeut se faire à partir d'un modèleprévisionnel qui prendraiten compte les valeurs des précipitationsdes deux mois antérieurs.La méthodede recherchedu débit de baseproposée ici trouverait ainsi une applicationdans des domainestels que : prévisiondes risquesde pollution en basses-eaux,détermination du débit Éservé des cours d'eau en fonction de la ressourcepÉsumée, gestion prévisionnelledes possibilités de prélèvementen domaine souterrain. Il est par ailleurs confirméque les faiblesécarts observés entre déficits d'écoulementmesurés et évapotranspirationÉelle calculée(cf. supra), sont dus non seulementà la faiblessesupposée des Éserves souterrainesdu bassin-versant,mais égalementà la faible duréedu cycle de stockage/ destockage: le renouvellementdes réservesse faisant selon une rotation d'ordre bimestrielle.Dans ces conditions,les transfertsde réserved'une annéehydrologique à I'autre sont généralementminimes. Appliqué aux écoulementsde surface (Figure II-23) ce décalage bimestrielparaît déficient de mai à octobre. Il est clair dansces conditions que les écoulementsaériens n'obéissent pas à la même dynamiqueque les écoulementssouterrains. Les premiers sontavant tout placéssous la dépendancedes phénomènes bio-climatiques - précipitations, évapotranspiration- qui déterminent la nature pluvio- évaporaledu régime de la rivière. 220 rO ts= a- -U u.l .-*'i.-t.'-l --.1' --'r"- '-'l' -'- -'--l-î-' - !-_.1_..i...-r-*l-.-..-.t.-. ---.1... -- . . a r.'* ôO =o .f,.*r'.- :-f-- .1..'. 1" "----t- '-- - '-i- r: (.'i u ,,;^ =6 != ee Éro EE ! èU oo g€ Fci =- <.- ==U> -- 6U -< =E != m N t -: =6 E o< Uè = gû É2, F< =v >2, J= ÀU c< ÈF^ go <=GC dJco F N N or lr E 22r Les secondssont placés sous la dépendancefondamentale des phénomèneslithologiques. Ils conserventnéanmoins des liens indirectsavec les phénomènesbio-climatiques qui président aux modalités de réalimentationéventuelle et partielledes aquifères.Ceci est net à travers I'exempledes mois d'octobreet de septembre. Sur les Figures II-22 et IT-23le mois d'octobremontre une timide reprise des écoulementssouterrains et une reprise plus ample des écoulementsaériens, alors qu'il est théoriquementplacé sousla dépendance pluviométriquedu mois d'août particulièrementdéficitaire. Indépendammentdu problèmeposé par les lachersde l'étang du Haut, Fourneau(cf. critique des donnéeshydrologiques), il semblequ'il faille faire appel : - à un meilleur rendementde I'infiltration efficace en ce mois, du fait de la faiblesseou de I'absencede saturationde la pédosphère, - à une augmentationdu rendementhydrologique et hydrogéo- logiquedes précipitations, grâce à la diminutionconcomitante et corrélativedes températures,de I'activité bio-végétaleet de l' évapotranspiration, - aux possibilitésde saturationmomentanée de la pédosphèrepar des abats pluviométriquesqui peuvent être particulièrement abondantset favoriserle ruissellement. Nous retrouvonslà les caractéristiquesd'un mois de charnièreannuelle. Concernantl'étiage tant aérienque souterrainde septembre,nous observonsqu'il est placésous la dépendancehydrique théorique de juillet, mois qui se rattacheencore au maximum pluviométriquesecondaire de saisonchaude. Par contre,la pluviométriede septembreannonce par son élévation la saisonhumide, tandis que ses températuresen font encoreun mois de saisonchaude à forte évapotranspiration. Ces donnéescontradictoires sont moduléespar les dynamiques hydrologiqueet hydrogéologique. Au planhydrogéologique, l'étiage résulte de l'épuisementdes réserves qui ne sont plus que sporadiquementréalimentées depuis juin. Commede surcroît les possibilitésde réservesouterraine sont maigreset leur rotation rapide,le bassin-versantépuise ses stocks. Au plan hydrologique,un rapide calcul démontreen dépit de son caractère approximatif, que la réhumectationdes argiles par les précipitations profite surtout à l'évapotranspirationet pénalise les écoulementsde fin ou débutde cycle.En prenantcornme données : 222 - la superficieen argilesdu bassin-versant(l92km2) - une porositétotale du matériaude 47 7o(G. CastanyL982) - une dessiccationéquivalente au quart desréserves en eaucontenue sur un front de 0,5 m d'épaisseur, la lame d'eau mensuellesoustraite serait égaleà 32 rnrn, soit 53 Vo des apportspluviométriques de septembreou 43 Vode ceux d'octobre. En raison des caractéristiquespluviométriques toujours variablesen annéeparticulière, on s'expliqueainsi la fréquencedes étiages de septembre- octobre,et la remontéele plus souventtimide desdébits du premiermois d'hiver hydrologique.Incidemment il est rappeléle rôle des argilesdans la relative déficiencehydrologique des précipitationsestivales, et leur contributionmajeure au déficit d'écoulement:si les caractéristiquesbio- climatiquesexercent une véritabletyrannie sur le régime hydrologique,les facteurslithologiques n'en sontpas pour au[antéliminés. Chamièreclimatique, octobre se voit adjoindreseptembre dans un rôle de chamièrehydrologique. En phasede réalimentationdes réservessouterraines et de reprisedes écoulementsaériens, le décalageentre impulsion et réponsen'est plus que d'ordre mensuel(Figures II-22 et II-23). Quoiquerestreint, ce décalage peut paraîtresurprenant en ce qui concerneles écoulementsaériens de novembreà avril. Il doit êtrelié à la répercussion: - de la dynamiqueparticulière des mois de septembreet octobre(cf. ci-dessus) - desprélèvements du domainesoutelrain. Mais de par les volumesd'.çau mis en jeu, il noussemble plus sûrement lié à l'existenced'un importantécoulement différé au sein des formations superficielles.Ainsi, en dépit du caractèreargileux prononcédu bassin- versant (60 7o des surfaces),le ruissellementdirect ne semble pas représenteren moyenneshivernales, le mode d'alimentationprimordial du Loison. La stationde Han-lès-Juvignyne peut donc être considéréecomme représentatived'un bassin-versantimperméable, et opposéecornme telle aux stationsde Lisseyet Delut. Débits de baseet de ruissellementmensuels du ruisseaudu Moulin et de la Thinte.Comparaison avec le Loison(1978-79 à 1985-86) La méthodede séparationdes écoulementsen débit de base et de ruissellementa été appliquéeau ruisseaudu Moulin à Delut et à la Thinte à Lissey. 223 Les courbesde débits classésde ces cours d'eau sont donnéesen annexeII-5, les débitsde basemensuels sont donnés en annexeII-6. Dansun soucide comparaison,ne serontanalysés ci-dessous que les résultatsde la période communede fonctionnementaux trois stations (L978-79à 1985-86).Ces résultats sont donnés dans le tableauil-22 et surla Figure lI-24. Lesdébits de base La Figure Il-24 montre que ruisseaudu Moulin et Thinte d'une part, Loison d'autre part ont un comportementhydrogéologique très dissem- blable. Il est clair que I'infiltration est plus rapideet plus efficacedans les deuxpremiers bassins-versants cités commeen témoignent: - la réductionà un mois contredeux pour le Loison, du décalage entremaximum pluviométrique et maximumd'écoulement souter- rain, - le remplissageplus rapide- des aquifèresen quatremois, contre cinq pôur le Loison. Cettedifférence de régimeest non seulementd'ordre transmissif,mais égalementd'ordre capacitif. Lors de son optimum de février, le Loison stockeen moyenne22 mm, contre37 pour le ruisseaudu Moulin et 38 pour la Thinte,en janvier.C'est entre autre ce qui pennet à ces deux demierscours d'eau d'assurerune phasede vidangeplus longued'un mois avecdes débits souterrains toujours supérieursà ceuxdu Loison. Dansle détail,la Thinte se singularisedu ruisseaudu Moulin. On constateen effet que sa courbe en phasede vidange est de type nettementconvexo-concave, alors qu'elle est concavepour les deuxautres cours d'eau, et que les décroissancesmoyennes mensuelles sont de 2,5 mmlmois pour le Loison- 3,8 pour le ruisseaudu Moulin - et 4,3 pour la Thinte. Cette singularitérésulte essentiellement des caractéristiquesphysiques de la nappedes grèves alluviales. En fin d'hiver et début d'êtê (mars-juin),ce réservoirperméable peu épaiset affleurantconnaît des phases de rechargespartielles, bien repérables sur la Figure lI-24 par la concordancedes courbespluviométriques et de débitde base(mars, juin). 224 (D I (h H q) .o^qq={c.) o \q) c.t\O$Nf-Ctr-OC-c')-; .- \Odrn\Otcqf-!?('!\ô =. ÈcANÊ elE--i u) OO\OO\ c.l co O cêt O.ÊCAOO o\c.io\s -x.9 C)c.rocf) cocaÊd à C\CAHC\ æc?tÊË Qil EC' \o \o C$Éccl U)i c.l æ r^ co r- o, -rÉ HÊl-Cêl \â \o cî cfl r-Fr-O H- \OSÉCq \OSÉôl \O s.t c.l c{ C.) c.) É^ \ô s L.-o r-ôlæS c.iq9 |jq'o"ôl \o 4À Of-rôÔt c.t r- co c.l o co cl^l Ê\ôÊS o\ \ô c.l e.) Ê \ô Cfi C{ =x \o6; .Ê U ç C.f C}. Ccl otncôc{ lr É\ôær- ,rt J s+Èc'r \nFr- \O O\ C.l f- {.'| \-/ râ\oN:f, \ô \ô c.l c{ rô [ô cô c{ Eà oo tri '$cqÉ æC{ct^)O, c.i ôl \ 5S tn \O f- oO cooæo\ => OcaC.lË / f- eÔ C.l J4 ÊæÈf- C,FcôcA vl- Ol oa .o .R r* \o v1 o^ ,rI a ,ri .o. -g + Id\oNc.| U)r ÊÊOOC.l Cdæca éA df-C.l\l -\OC.lS L -f-\O OcÉ .rH {+ rJr \oæo\o\ æos\o \v ,?l $- ol æ. c.l .É9 f- O\ \ô Ce| ôl H C.l f- O\æÊ\O r-c?tÉÈ f-C.l L0isoN Pnm O Enn a Débit de base + Ruis.Itm JAS LA THINTE LE RUISSEAUOU I.IOULIN 226 Par contre,dès que les précipitationsdiminuent et que les prélèvements évapotranspiratoiresatteignent leur plénitude(uillet-août-septembre), le débit de bases'effondre et se retrouvecomparable à celui du Loison. Ce qui démontreque: - la nappedes grèvesalluviales ne fonctionnepas simplementen relais de la nappedes calcaires oxfordiens, mais qu'elle fonctionne égalementcorlme un impluvium de bonne capacitê, - le régimehydrogéologique traduit par cesécoulements de baseest plus celui de la nappede grèveque celui de la nappeoxfordienne. Le ruisseaudu Moulin ne montrepas de phénomènesde recharged'une telle ampleur. L'épaisseurde sonaquifère carbonaté libre laisseraitsupposer: - et I'existenced'une infiltration profondeet rapide permettantun stockageen profondeur, - et I'existence d'aquifèresde subsurface(nappe perchéeou acquifèreépikarstique) nourrissant pour partie l'évapotranspira- tion, et pour partie une infiltration différée ou retardéevers la nappeprofonde. Ce que ne peut faire la nappedes grèvesde la Thinte, bloquéepar sonplancher callovien. Ces hypothèses,en accord avec la très faible valeur du déficit d'écoulement(cf. plus loin) indiquentque par l'épaisseurde sa zonenon saturéeet l'enfouissementrapide des circulationsaériennes dans les pertes karstiques,le ruisseaudu Moulin se prémunitlargement contre les effets de l'évapotranspiration.C'est pourquoises débits d'étiage souterrain (6,9 mm) surclassentceux de la Thinte (4,3 mm) alors qu'ils étaient légèrement inférieurslors du maximumde janvier. Etendue,caractéristiques physiques et morphologiquesdes aquifères confèrentà chaquecours d'eau un régimehydrogéologique propre. le ruissellement Il apparaîttout autant lié : - au régime climatique qui lui confère sa puissancehivernale (précipitations)et safaiblesse estivale (évapotranspiration), - à l'étenduedes formationshydrogéologiques imperméables qui dotent le Loison et le ruisseaudu Moulin d'apports ruisselés supérieursà ceuxde la Thinte, 227 - à I'interactiondes caractéristiquesphysiographiques des bassins- versants. A conditions climatiques sub-égalesce sont ces dernièresqui déterminentplus particulièrementles spécificitésdu régimede ruissellement destrois coursd'eau. Si sur la Thinte et le ruisseaudu Moulin, le plus fort ruissellement correspondau maximum pluviométriquede décembre,il est retardéd'un mois pour le Loison. Nous y voyons deux types de causes,les unes accessoires,les autresfondamentales. Parmiles causesaccessoires nous citerons : - les phénomènesde réhumectationdes argiles dont il a déjà été parlé, mais qui ne doivent jouer qu'en période de charnière annuelle, - les phénomènesde rétention d'une fraction non évaluabledes précipitationsdans les nombreusesirrégularités topographiques des argiles (mardelles, niches de solifluxion, cicatrices d'arrachement...), - I'organisationdu Éseauhydrographique fortement développé dans les argiles,pénalisant ainsi le Loison en début d'hiver lorsque l'évapotranspirationest encoresignificative. La coïncidencedu maximum de ruissellementavec le minimum évapotranspiratoire ne peut être entièrementfortuite. Parmi les causesfondamentales nous citeronsen premierlieu le rôle considérableque sembletenir le ruissellementdifféré.La courbe de la Figure Il-24 laisse supposerl'existence d'une phase de réhumectation (septembreà octobre-novembre)suivie d'une phase de saturationdes horizonssuperficiels et donc de fort ruissellementdirect (décembre),puis d'une phasede ressuyage(écoulement différé) en janvier. En secondlieu, le Loison ne profite pas en raison de la plus faible transmissivitéd'ensemble de sonbassin-versant, d'une forte interceptiondes apportspluviométriques par le domainesouterrain. On ne constatepas par exemplequasi-égalité entre lame ruisseléeet lame absorbéecornme sur la Thinte et le ruisseaudu Moulin en janvier. Il sembledonc en fait, que ces deux cours d'eau "gomment"par la puissancede leursprélèvements souterrains le maximumde ruissellementde janvier,ce que ne peutÉaliser le Loison. Le degré d'extension respectif des formations perméableset imperméablesfavorise des combinaisons qui singularisentencore la Thinte. 228 Comptetenu de la faible extensionde ses sériesargileuses et de la forte perméabilitéde son fond alluvial étendu,la Thinte jouit d'une plus faible aptitudeau ruissellement. Telle est la leçon que I'on doit retenir du regain pluviométriquede mars, qui se traduit par un palier de ruissellementsur le Loison, son renforcementsur le ruisseaudu Moulin, tandisque la Thinte réagitpar une Éalimentationde sanappe alluviale. A I'inverse,lorsque la reprisedes précipitations est à la fois plus faible et plus fortementconcurrencée par l'évapotranspiration(août-septembre), le Loison et le ruisseaudu Moulin connaissentune légère reprise du ruissellement.Sur la Thintepar contre,ces apportsdoivent réhumecter les horizonssuperficiels de la nappedes grèveset profiter essentiellementà l' évapotranspiration. La méthodede séparationdes écoulements de ruissellementet de base, permetune approcheplus précisedu rôle desfacteurs physiographiques du bassin-versantsur les régimeset leurs particularités.Elle favoriseainsi une définition plus complètedes termes du bilan de I'eau. c) Bitan de I'eau dans les bassins-versantsdu Loison, de la Thinte et du ruisseau du Moulin (1978-79 à 198s-86) La Figure II-25 donne les composantesdu bilan de I'eau des trois bassins-versantsd'octobre L978 à septembre1986. Les apportssont essentiellementde type pluvial, déterminantainsi la premièrecaractéristique des Égimes hydrologiques. Avec un bassin-versant situé aux trois-quartsdans I'emprise orographique des Hauts-de-Meuse,la Thinte profite en série d'années humides comme I'a été,la période considérée,d'un surplusd'apports par effet-relief. C'est encorepartiel- lement le cas du Loison, tandisque le ruisseaudu Moulin se voit par sa localisationplus orientale,pénalisé par I'effet d'ombre pluviométriquede la cuesta. Maisà l'échellelocale, ces différences n'apparaissent pas décisives pour la qualitédes écoulements. C'est en terme de précipitationefficace et de pertesque ceux-ci se différencient. La précipitation efficace- ou quantité d'eau fournie par les précipitationset restantdisponible pour les écoulements- représente5O Vo des apports pluviométriquesdu bassin le moins arrosé (Ruisseaudu Moulin), 47 Vopour le bassindu Loison et seulement44 Vopour la Thinte. Fig.II-25 229 LOISON QT 461 443 THI NTE QT 443 PE 447 QR 242 RUISSEAUDU MOULI N QT 447 Qg=205 c0t,|P0sAt{TEsDUBILANHYDR0L0GIQUEt{0YE1{DUL0IS0WTDURUIssEAU DUr,louLlt{ (0CT0BRE 1978 A SEPTE}I8REl9q6L 230 Elle est doncréglée par: - la thermométrie - les facteursphysiographiques (géologie, pedologie, morphologie, couvertureou occupationdu sol). La thermométrieétant quasi-identique dans ces bassins-versants,son action est régulièreet saisonnière: elle déterminele caractèreévaporal estivaldes régimes. Iæ complexephysique du bassin-versantjoue doncun rôle essentiel,en atténuantou exacerbantses effets, en déterminantI'abondance de chaque coursd'eau et lesnuances de sonrégime. Il règle doncen premierlieu la valeurdes pertes subies par les apports pluviométriques.La Thinte est de ce point de vue particulièrement pénalisée,pâr une évapotranspirationréelle la plus forte tant en valeur absolue(54S mm) que relative(55 7o desapports). Le ruisseaudu Moulin est celui qui s'en prémunitle mieux, ne concédantque 5O7o des apports. Il règle en secondlieu la répartitiondes précipitationsefficaces en ruissellementde surfaceet en écoulementssouterrains. Le ruissellementtraduit principalementle degréd'imperméabilisation du bassin-versant.C'est pourquoiil est le plus fort pour le Loison -75 Vo despÉcipitations efficacessont ruisselées- et le plus faible pour la Thinte (50 Vo).Il est par contreanormalement faible pour le ruisseaudu Moulin (54 Vo)dont les caractéristiqueslithologiques sont pourtant identiquesà cellesdu Loison. Cettedifférence nous paraîtêtre d'ordre morphologique.Il s'agit de I'effet pondérateurdu karst (P. Pagney1988) grâce auquel une partie du ruissellementcapté par les pertesserait transforméeen stocksen cours de transit souterrain.Ces stocksréapparaissent avec retard aux émergences,et avec les caractéristiqueshydrodynamiques d'un débit de base. Cette assertionréfute donc la conceptiond'un karst réduit à une simplepercée hydrogéologiqueassociant en continude I'amont versI'aval : - une zonecollectrice du ruissellementpar despertes, - une zone de concentrationdu ruissellementsouterrain dont les drains forment rivières souterraines, - une zoned'évacuation du seulruissellement (résurgence). Nousla développeronsdans la troisièmepartie de ce travail. L'infiltration efficace- ou quantitéd'eau qui parvient à la surfacedes nappes et assure les écoulementssouterrains - traduit le degré de perméabilitéglobal des bassins-versants. 23r Expriméeen fraction des précipitationsefficaces, elle est de 50 Vo pour la Thinte, 46 Vopour le ruisseaudu Moulin et seulement25 Vopour le Loison. La Thinte est ainsi avantagéepar I'importancede sesformations hydrogéologiques- perméables et meubles.Sub-affleurante, très filtrante, la nâppJ des grèves alluviales profite d'une recharge efficace p,ar les préôipitations hivernales les plus fortes du secteur, et de recharges ponctuellesnon négligeablespar la suite. C'est ge qui lui assuretant en valeur absolueque relativele débit de basele plus fort. Mais expriméeen terme de fraction des apportstotaux, la Thinte se retrouveà égalitéavec le ruisseaudu Moulin (22 Vo),Iotndevant le Loison (12 7o). Les mêmesconditions ne produisantpas toujours les mêmeseffets, la nappedes grèves subit en êtê de forts prélèvementsévapotranspiratoires. Par contre,si le karst du ruisseaudu Moulin laisseéchapper une partie de ses apportspluviométriques sous forme de ruissellementhivernal, il immuniseses stocks et les plus raresapports d'intersaison voire d'été,contre le choc évapotranspiratoire. CONCLUSION La réalisationde bilans hydrologiquesclassiques ne s'appliqueguère qu'à desvaleurs annuelles. L'estimationdes réserves souterraines en fin de cycle ne donnequ'une image instantanéedu comportementdes aquifères.Seule la possibilité de séparerles écoulementstotaux en ruissellementet écoulementde baseou pas de tempsmensuel, permet d'envisager une connaissancede la dynamique propreà chaquetype d'aquifère. II - LES FORMES EXTRÊMES DE L'ÉCOULEMENT : CRUBS ET ÉTIAGES Les situations hydrologiquesextrêmes sont des < des réactionsd'un bassin-versantaux apportspluviométriques ou à leur absence. Ne disposantpas deslimnigrammes de la stationde Han-lès-Juvigny, nous avons dû nous contenter d'étudier certains de leurs aspects fondamentauxtels qu'ils peuventêtre déduitsde la chroniquedes débits moyensjournaliers. 1. Les crues de saison froide et de saisonchaude Læscrues << illustrent les caractèresd'immodération et d'irrégularité du régime pluvial océanique> (R. Frécaut 1972). Placées sous la commandedirecte des types de tempset de leur caractèreplus ou moins pluviogène,elles n'en sontpas moins à I'instar desétiages une illustration < a) Définition du phénomènecrue Nousdistinguerons avec R. Frécaut(1972) les crueset les hauteseaux. Toutes deux sont des gonflementsfluviaux qui se distinguentpar leur fréquenced'apparition et la valeur de leurs débits.Il est ainsi possiblede définir : - les hautes eaux moyennes,<< situation saisonnièredurable, caractéristiquede la saisonfroide > - les crues,situation extrême dans le comportementdes cours d'eau, < I-es cruesont été pendantlongtemps considérées sous le seul anglede leur caractèred'exception, synonyme de catastrophe: < qui n'en concourentpas moins à la réalisationdes crues de leurs tributaires, ei connaissentà leur échelle,des < - soit faiblementvariables (composantes physiques du bassin- versant) - soit fortement variableschronologiquement (composantes bio- climatiques) Cesinformations sont synthétisées dans la chroniquedes délits moyens- sa journaliers, dont la distribution < dépend {e la pluviométrie et de iépartition, ainsi que de la forme du lit, et de la natureet de l'extensiondu (i.Salado - J. le Roux - F. I-etouze- C. Thomast976). baïsin-versant" b) Détermination d'un régime d'écoulementde crue par étude de Ia courbe des débits moyens journaliers classés La Figure Il-26 montre que le report d'une-sériepluri-annuelle de débitsmoyéns-journaliers, classés - centrés,sur papier gausso-logarithmique donneun alignementen trois tronçonsà pentevariable. 234 = =t ) JI - -l -t =i ûl 6l E -l -l -l ul ZI =l 5l .i zl 4l -i -l 3i =l el =l 6l ôi ui =I =l =i =l Fi ui ?,1 =i N 235 Chaquetronçon peut être assimiléà un type de régime hydrologique résultantde conditionshydrauliques différentes : - régimede tarissementdes aquifères pour le tronçoninférieur - régimemixte associantapports souterains et apportsde surface pour le tronçonmédian le plus redressé - régime d'écoulementsde surfacepépondérants (ruissellement) lorsquela partie suffrieure de la couùe s'infléchit nettement. Cette inflexion progressiveest particulièreau tronçon supérieurqui connaîtplusieurs cassures. La premièretraduit la réalisationdes conditionspropres au régime d'écoulementde crue : nous en faisonsla limite typologiqueentre simples gonflementsfluviaux et cruesproprement dites. La secondecorrespond approximativement au régimed'écoulement à plein bord (P.Gamez 1985). Elle signifie pour le bassin-versantsoumis à des apportspluviomé- triquesimportants et le plus souventdurables : - un état de saturationavancée des formations superficielles - une prépondérancede la part du ruissellementdans les volumes écoulés - une forte probabilité de réalisationdes crues débordantesen certainssecteurs du bassin-versant. La troisièmequi ne correspondqu'à un nombred'épisodes restreints, aux débits les plus puissants,signale la généralisationprogressive du débordementà É quasi-totalitédu bassin-versant,cornme nous avonspu le vérifier à deuxrepiises sur le terrainen janvier 1979et mai 1983. 236 Le tableauIl-23 traduit en termede débitscaractéristiques ces valeurs limites. Tableauf-23: Débits caractéristiquesdu régimehydraulique de crue du Loison, de la Thinte et du ruisseaudu Moulin 'l'roisièr Premrèrecassure Deuxièmecassure Deutde oecassure débordernent om3/slo",oo,, m3ls qrrÉ1,I DCjours oms/slo",o*, '2U:2'Z Loison à Han- 9-ru 3E-45 LU.LZ 22 J) z Iès-Juvigny ThinteàLissey 4 l5-16 9-10 3-4 9-10 13? 2? Ruisseaudu 0,48 30 0,85 1l 0,85 1,8 2 MoulinàDelut Loison et ruisseaudu Moulin s'opposentnettement à la Thinte. Concernantplus particulièrementle débit caractéristiquede la deuxièmecassure, il correspondau DC 10 jours - ou classiqueDébit Caractéristiquemoyen de Crue- pour les deuxpremiers cours d'eau, alors qu'il ne seraitqu'un DC 3-4jours pourla Thinte. Ceci nous sembletraduire I'aptitude de ce dernier bassin-versantà I'amortissementdes crues : les grèves(alluviales ou non) exercentun effet- tampon sur les apports,qui retardel'établissement du régime hydraulique de crue,et limite le nombredes crues débordantes. Iæ complexephysique du bassin-versantparaît donc déterminantdans la réalisationd'urr régimed'écoulement de crue,et le traitementproposé constitueun filtre efficacede I'information débits-moyens-journaliers. La suite de cette étude s'appuie sur ce type de traitement pour sélectionnerles épisodesdébordants et en retracerles facteursde genèse. c) Genèse des crues enregistréesà la station de Han- lès-Juvigny (1969'70 à 1988'89) La distribution- tant annuelleque saisonnièrcou mensuelle- fait des épisodesde débordementen régimehydraulique de crue,une caractéristique intrinsèquedes régimes océaniques pluvio-évaporaux : - leur repartitionannuelle (Figure n-27 a) est fortementcorrélée au caractèresec ou humidedominant de I'annéepluviométrique, 237 - leur répartitionmensuelle (Figure Il-27 b) en fait des épisodes ordinairesde saisonhivernale, - leur faible fréquenceestivale et leur absencelors desmois de plus basseseaux moyennes (août et septembre)se calent sur les données des régimesthermique et hydrologique. Une typologiede cesépisodes fait ressortirla variétédes conditionsde genèse,les unesordinaires, les autresexceptionnelles. Trois typesde situationsordinaires peuvent être isolésen hiver,en été, et en chamièreannuelle. La situationhivemale ordinaire (Figure II-28a) est caractériséepar la persistancede typesde tempspernrrbés, généralement dnouest et de sud- ouest.Les dépressionscycloniques se succèdenten épisodespluvieux de 2 à 10 jours de durée.Les formationssuperficielles sur substratumargileux, les nappessub-affleurantes (grèves) ou d'épikarst (calcaire) sont saturées, favorisantle ruissellement.Comme les prélèvementsévapotranspiratoires sontminimaux, le rcndementhydrologique de cesprécipitations est élevé: leur fléchissementmomentané n'entraîne pas ipso-facto une décrue profonde; il n'existe plus de relation nette entre épisode pluvieux et réactiondu coursd'eau. C'est une sériede cruescomplexes, s'étalant sur plusieursjours avecréponse rapide du coursd'eau aux apports(1 à 3 jours). Le débitd'avant-crue n'est retrouvéqu'au bout de plusieurssemaines : c'est tout à la fois la période de rechargemaximale des réservessouterraines et d'activité du ruissellementdirect. Soixantedix pour cent desjours de débordementsont concentrésde décembreà février, avec un net avantage pour ce dernier mois que combine le plus fréquemmentcette situation hydrologique(Figure II-28b). La situationestivale ordinaire (Figure II-28c) est caractériséepar une fréquenceet unedurée moins élevées des types de tempscycloniques. Chaqueépisode pluvieux ne dure que 3 à 4 jours, ne donneque des précipitationsmédiocres au total, et se trouve séparédu suivant par plusieursjours : l'humectationdes formations superficielles et I'interception par l'évapotranspirationsont telles que toutes les précipitationsne se traduisentpas par une élévationdu débit. Quandcela se produit, avecen généraltrois à quatrejours de retard sur I'impulsion, le gonflementest médiocreet limité au lit mineur; le débit de baseest retrouvéen 7 à 10 jours. Il faut des épisodesorageux résultant d'une situationd'instabilité entre circulation océanique"fraîche" et air indigène"chaud" pour que se développeun régimede crue. La phasede gonflementest rapide (1 à 2 jours), la pointe ne va pasjusqu'au débordement, ne s'étaleque sur I à 3 jours au maximum, et la décrueest rapide (3 à 4 jours). Le retour aux conditionshydrauliques de tarissements'effectue en l0 à 15 jours : le 238 moteur de ce genre d'épisodeest le ruissellementdirect sur sol sec, prolongé par un ruissellement différé (ressuyaged:l formations iuperfiiielles). La situation de charnière annuelle (Figure II-28c) coirespondau passaged'une situationmétéorologique estivale à une situationmétéorologique hivernale. La premièrevoit la persistanced'anticyclones continentaux protggÇs e1 altitude par des hautespressions subtropicales se maintenantà une latitude typiquementestivale. La situationhydrologique est celle de basseseaux estinatesprolongées en octobre-novembreet parfois jusqu'en début décembre.Elle n'est troubléeque par les vannagesde l'étang du Haut- Fourneau,comme dans I'exemple proposé ici en débutoctobre. La secondevoit le retourà une circulationcyclonique avec succession d'épisodespluvieux durables,en phasede déclinévapotranspiratoire. La première perturbation donne une montée de crue rapide, un débordementde deux jours et une décruetout aussi rapide, toutes caractéristiquesd'un ruissellementsur sol sec. La deuxièmeperturbation, moins pluviogène,ne donne plus de débordementet pennet un retour en 10 jours environ aux conditions hydrauliquesde départ.Ces premières crues hivernales, débordantes ou non ne permettentguère une rechargeefficace des Éserves souterraines. A ces comportementsordinaires par la fréquenceannuelle de leur Éalisation,peuvent être opposées trois situationsplus exceptionnelles. La premièresituation, hivernale, résulte d'une successionpeu rapidede typesde tempscycloniques et anticyloniques. DansI'exemple traité ici (FigureII-28d) on assisteau retraitprogressif de I'anticylone continental.Sur sa lisière, la Lorraine est affectéepar une perturbationdont les précipitationsruissellent d'abord sur sol modérément gelé, puis sur sol saturépour donner une unique crue débordante: le 6assin-versantréagit rapidement,montée et descentede crue s'effectuant chacuneen4à5jours. L'installationen altituded'une courtepoussée d'air subtropicalgénère un flux méridional doux et pluviogène responsabled'un gonflement secondaire. Faiblesseet espacementdes apportspluvieux ne doivent qu'à I'interventiondu gel la réalisationd'un régimede crue. Nous retrouvons grosso-modo- évapotranspirationmise à part- des conditionsestivales. La deuxièmesituation est antinomique(Figure II-28 e).tr s'agit d'une installationdurable d'un régimehivemal cycloniqueen plein cceurde l'été. Les gonflementssont d'abord modesteset en rctard de 4 à 6 jours sur les apports: modestiedes précipitations et force desprélèvements évapotrans- piræoiresne pennettentqu'une réhumectationdes formations superficielles. 239 Fig.rr-27 LES CRUESDEBORDAIITES A HAN-LES-JUVIGNY (1969-70A 1988-89). Coefficient annuelde précipi tati on Nombrede jours de Cécorcenent 30 ,doo'd'\ ^ / 1J \ 10 \sa t n 'l o7q I 985 76 .ULdl L:> v61 | moyen s mm déborciements mensuels 100 a P.moyennesmensuel I es 50 d o E.moyensmensuel s /+';. + Total débordement .ti,t ,t/r I , I t -+I 240 te de débordement 0 0 118/197? r/r0i1986 1/?/76 Fig.II-28 LA STATIONDE LES DIFFERENTSTYPES DE CRUESDU LOISONA I M-/S'- HAN-LES-JUVIGIIY.DEBITS I{OYENS JOURNALIERS EN 241 La première crue ne se forme qu'après 4 jours de précipitations abondantes; elle est suivie d'une décruerapide (4-5 jours) : il s'agit d'un phénomènede ruissellementsur formations superficiellesen phasede réhumectationsur 10-15jours. tr permetà une deuxièmeséquence humide de déclencher: - une crue débordantesuivie d'une décruerapide sur 14-15jours, en régimenon influencé, - unephase de ressuyagede 12joursenviron. Cette situationest hivernalepar sesconditions pluviométriques. Elle resteestivale par sescaractéristiques hydrologiques : - la force des prélèvementsévapotranspiratoires et I'interception par les formationssuperficielles amoindrissent le rendementdes apportspluviométriques, - les débordementsne sont pas durableset les intumescencessont nettementséparées par plusieursjours de débits nettementplus faibles, - les débitsfinaux plus faibles que les débitsinitiaux indiquentque s'il y a eu rechargepartielle des aquifères, celle-ci est restéetrès modeste et s'est probablement cantonnée aux aquifères superficiels. La troisièmesituation exceptionnelle caractérise la charnièrehiver-été (FigureII-28 0. La situationsynoptique exceptionnelle étudiée dans la premièrepartie de ce travail génère: - un premierdébordement (avril) caractéristiqued'un hiver humide lié à la circulationzonale, - la persistanced'un régimede cruesmodérées et gonflementsde la mi-avril à la mi-mai, - le débordementde fin mai 1983,plus fort débit jamais enregistré en 20 annéesde mesuresà Han-lès-Juvigny,caractéristique de I'intersaison par sa circulation atmosphériqueméridienne (P. Pagney1988). 242 Læsétudes qui lui ont été consacrées(voir en particulier le numéro spécialde la revue Mosellade 1985)insistent avec raison sur : - le caractèreexceptionnellement humide de I'hiver et des deux mois concernés, - le caractèresoutenu mais non exceptionneldes épisodes pluvieux directementresponsables de cesdeux crues. Régularitéet durée des phasesd'apports expliquent I'e,ssentieldu phénoméne; leur effet sur la genèsedes débordementsest double: - les réservessouterraines sont maintenuesà un niveauplus élevé qu'à I'ordinaire,et connaissentmême une véritablerecharge. La barreest ainsiplacée plus haut dèsle départ. - les formationssuperficielles présentent un bilan apport/ressuyage relativementen équilibre,avec quelques nuances toutefois. C'est pourquoi mars ayant connu des préciptations déficitaires de !0 %o,lacrue de débutavril sevoit attribuerun coefficientd'écoulement de 49 7o alors que pour des apportsinférieurs, la crue de fin mai est plus puissanteet que ion coefficientd'écoulement est de 75 Voi snrles 47 jours ies séparant,7 seulementont étéexempts de pÉcipitations. Au delà des indispensablesapports commandéspar les situations synoptiques,c'est bien fétat hydriquede I'interfaceaûnosphèreÂittrosphère qui règË les caractéristiquespropres des gonflementsfluviaux en généralet desprincipales crues en particulier. 2. La puissanceet la gravité des crues. Les critèresdestinés à apprécierpuissance et gravité des cruessont nombreux, ce qui tendrait à prouver qu'aucun n'apparaît entièrement satisfaisant. En fonction de la documentationen notre possession,nous avons essentiellementutilisé le débit specifiquede crue,son maximum instantané, le coefficientde puissancede crueA. de Myer-Coutagneet I'ajustementaux lois de probabilité. 243 a) Puissancecomparée des crues du Loison, de la Thinte et du ruisseau du Moutin (197E-79 à 1985-86) Bien que la statistiqueÉalisée ne porte que sur une courtepériode au caractèrehumide prononcé, la FigureII-29 est éloquente. Elle montre clairementque sur un impluvium dont les caractéristiques pluviométriquessont sub4galesen touslieux, c'est le complexephysique du bassin-versantqui commandeau premierchef la fréquencede réalisationet la puissancedes crues débordantes en chaquesous-bassin. La taille joue bien sûr en faveurdu Loison,les volumesécoulés par chacunde sessous-bassins-versants secumulant de I'amontvers I'aval. Mais cet argumentn'est pasdécisif comme le démontrele casde la Thinte. La Thintedoit au pouvoird'interception de sesformations perméables étendues,de ne connaîtreque 4 à 6 fois moins de jours de débordementque les autrescours d'eau : les cruesne se développentque lorsquela capacité de rétentionmaximale de la nappesubaffleurante et peu épaissedes grèves est atteinte(Figure Il-29 a). Le surcroît de pluviométrie dû à I'effet-relief qui s'exercedans la majeurepartie du bassin-versantde la Thinte voit donc seseffets potentiels limités. Cet effet retardateuret limitant de la nappedes grèvesest pourtantà doubletranchant. Car lorsquecette saturation est réalisée,c'est 55 Vode la surfacedu bassin-versant(grèves et argile) qui ruisselleraI'intégralité des apports: ce qui explique le débits spécifiquessystématiquement plus forts de sescrues pourtant plus rares(Figure II-29 a). Capacitivesdans une certainemesure, ces grèves sont également très transmissives,ce qui facilite l'écoulementdes ondesde crues selon une double composante: - longitudinale,par ruissellementvers I'aval, - verticalepar absorptiondans le lit majeurfiltrant au rythme de la décruede nappe. Cetteforte capacitéd'évacuation explique aussi la Éduction du nombrc de jours de débordementsmême en saisonhumide, et la nette décrue séparantchaque intumescence (Figure II-30). Les bassins-versantsdu ruisseaudu Moulin et du Loison- pourtantà dominanteargileuse - présententun paradoxe: leurs débits specifiquesde débordementsont plus faiblesque ceuxde la Thinte,avec laquelle ils ne font jeu égal ou presquequ'en débutd'hiver et d'êtê(Figure II-29 b). 244 AUX STATIONSDE Fig.II-29 A. NOI'IBRETOTAL DE JOURSDE DEBORDEI'IENTPAR I'/IOIS (THINTE)' HAN-LES-JUVIGNY(LOISON),DE DELUT (RUISSEAU DUMOULIN),DE LISSEY a. Nombretotal de jours ONDJFMAMJJ de débordement '. LOI SON 3 27 31 30 27 l0 7 s 3 RUISSEAUDU MOULiN 6626221884322 THI NTE 246512211 b. 1/ s/kn? .l50 THI NTE RUISSEAUDU MOULIN LOI SON !--+- b. NOIIBRET0TAL DE JOURSDE DEBORDEI'|EI{TPARl'l0IS ET DEBITSSPECIFIQUES l.toYENS(oCToBRE 1978 A SEPTET'IBRE1986). 245 :l =l (-9I ul -l vrl zl =I Fist 6l zl @l ^l -'1-t | -l Fi =i l II ztl 6l U = = o = oE oo o Même s'il est courarnmentadmis que les débits spécifiquesde crue diminuentavec I'accroissement de taille du bassin-versant,le ruisseaudu Moulin prouveque I'explicationne setrouve pas là. Trois hypothèsespeuvent être formulées: - la faiblessedes échantillonsstatistiques, pour la Thinte surtout, rendraitvraisemblablement l'échantillon non représentatif, - le caractèrevraiment exceptionneldes précipitationset du ruissellementen mai et débutjuin 1983aurait également saturé les trois bassins-versantset réalisé des conditions d'écoulement à peu prèsunifonnes, - la désaturationdes formations superficielles serait telle en fin d'été et début d'hiver, qu'elle uniformiseraitla réponsedes bassins- versantsen casde pluie saturante. I-e Loison paraîtlui aussioriginal, commeil appen de la Figure II-30. N'ayant pu nousprocurer les limnigrafirmesde Han-lès-Juvigny,nous avons utilisé ceux des stationsCEGUM de Merles-sur-Loisonet Vittarville, stationscontrôlant le bassin-versantà I'amont de la confluenceavec la Thinte. A conditionslithologiques semblables, les bassins-versantsdu Loisonet du ruisseaudu Moulin n'ont pas du tout le mêmecomportement : - le Loison débordeplus souventque le ruisseaudu Moulin, mais sesdébits specifiques sont plus faibles(Figure II-29), - les limnigrammes du ruisseausont morphologiquementplus prochesde ceuxde la Thinte. Ces spécificitésde la rivière découlentdes caractéristiques propres à cette partie du bassin-versant,qui favorisentla non-concomitancedes flots de crue et allongela duréedes débordements : - dissymétriedu cheveluhydrographique avec des affluentsréduits à de courtsémissaires karstiques à réponseet rémissionrapides en rive droite; affluentsplus longs en rive gauche, - desprofils en long peu pentus,des vallées consacrées aux prairies de faucheet présentantune séried'élargissements dans lesquels les flots s'étalentà I'amont desétranglements dus à la traverséed'un massif calcaire ou d'une colline argileusearmée par les grès sableuxou femrgineux. 247 L'étalementdes différentsflots qui en résulte,aplati les limnigrammes, augmentela duréedes débordements, mais diminueleur débit spécifique,et ceên dépit du caractèrehautement imperméable du bassin-versant. Par contre,sur le ruisseaudu Moulin plus court et favorisantun transit rapide du ruissellementsur argile par les drainskarstiques, le nombre des débordementsest plus limité, leur débit spécifique plus fort et les intumescencesmieux individualisées(Figure n-29). Iæ mêmeschéma se reproduitgrosso-modo à I'aval de la confluence avecla Thinte, la différenceessentielle portant sur la plus grandeextension dessurfaces calcaires de rive droite. les crues débordantesrésultent donc d'un complexe de facteurs morphométriques,tithologiques, morphologiques et hydrogéologiques,qui conférant à chaque sous-bassin-versantune réponse hydrologique particulière. b) La crue de mai 19E3et le problème de la gravité des débordements La cruede mai 1983est par sesdébits joumaliers et instantanés,la plus forte qui ait été enregistréeen 20 annéesde mesuresà la stationde Han-lès- Juvigny. Les débitsmaximaux instantanés spécifiques ont étéde 318 l/s/km2à Han-lès-Juvigny,223Usllnrr2 à Lisseyet262Vsftm2 à Delut.Il s'agit de valeursrelativement médiocres pour desbassins de taille aussiréduite. Nous ne possédonspas cellesrelatives à la Meuse,mais sur la Moselle cesdébits spétifiques furent de 22L llskm2 en avril - crue la plus forte - et de ZtZ ttsrcm2 en mai (J.-F.Zumstein - E. Gille - J. Abele - M. Angaud- C. Martin 1985A et B). Cesvaleurs sont d'autantplus médiocresqu'en calculantle coefficient de crue de Myer-Coutagne- rapport du débit maximal instantanéà la racine carréede la surfaceréceptrice du bassin-versant- on obtient: 5,9 pour le Loison, 1,9 pour la Thinte,0,8 pour le ruisseaudu Moulin et20,5 pour la Moselleà Hauconcourt(21,4 en avril). [-e casmosellan excepté, cette indigence pourrait refléter : - I'inadaptationdu coefficient A qui ne serait pas < - le caractèreobjectivement non exceptionneldes écoulementsde I'hiver 1982-83, celui-ci n'étant remarquableque par la répétitivitédes crues simplement fortes de décembre,avril et mai. L'estimationfréquentielle des débits devrait nous permettre de préciser le degÉ de gravitéde cet éPisode. c ) Distribution statistique des crues annuelles Indépendammentdu problème classiquede la validité des débits extrêmes,l'échantillonnage des populationsde crue suscitede nombreux débatsentre spécialistes. F. Dégardin(1985) résumebien une partie du p1obl9melorsqu'il écrit : u lf répétition à moins de deux mois d'intervalle de deux crues moyennes,pose au praticien le problème de la définition de la durée de retôur des crues. Comment en effet annoncer tranquillement aux populationsriveraines que les crues d'avril et de mai 1983 ont une îréquence cinquantennalèou même seulementtrentennale ? Mais aussi commenttenir comptede trois cruesd'importance au moins décennaledans un seul hiver (avec celle de décembre 1982) pour établir des plans d'expositionaux risques...? >. Cette répétitivité de cruesmajeures, sans s'affranchir totalementde la commandephysiographique, nous sembleavant tout liée à la naturedes situationsmétéorologiques (cf. supra). En ce qui nousconcerne, notre démarchea êtélimitée par la qualité de la documentation - sériescourtes et essentiellementreprésentatives (?) d'une séquence humidepour la Thinte et le ruisseaudu Moulin, - sérieplus longue,mais parfois critiquablepour le Loison. Que pens"i en effeid'un débif maximuminstantané de 42 m3/slorsque ia courbede tarageest extrapoléeau-detà de 25m3ls? Nous nous soûlmesattachés néanmoins à I'analysedes 20 épisodes annuelsayant présenté à la station de Han-lès-Juvignyles plus forts débits mensuels,joumaliers et instantanésde 1970à 1989. I-es donnéesclassées et les résultatsde leur traitementsont donnés dans le tableauA'-24. I-e report graphiqueest présentésur les FiguresII-31 et II-32 : Ies donnéesmensuelles ont été ajustéesà une loi de Gauss, les données journatièreset instantanéesà une loi de Galton. 249 FIG. II-31. ^,IrsTfl{EN-I0u PLUSFoRI 0t0lI r{0YtNl',rENSUtL D'4uq!-r^Rl$u!!tqs-l!I!-!0! 0Er;^r,ss 0l^r{-LEs-Jl,VlGftY. 19t0 à 19891. FIG. II-32 AJUSTEMEIITDES DEBITS JOUR}IALIERS ET IIISTAilTÆTES}IAXII{UIII A UNELOI DE GALTON (HAr{-LES-JWI6NY1969 A 1989). i -o-rMaximuminrltunture I +Maximun mojn iournalier i jnj frêilmUfr t- 31aLe,3 n,/s É '.4;, I lr I i t1 I I I ) I I i :4ôximum I i nstantôné I I annuel o3/, I oo t1 --'l \ 250 I-e classementdes données (tableaull-24 a) montreque: - le mois le plus humide est rarement(1 fois sur 10) celui qui a connule plus fort débit journalier, - les débits instantanésles plus forts correspondent8 fois sur 10 au débit moyen-journalierle plus fort, - le rapportdu débit instantanésur le débitjoumalier correspondant est faible, ne dépassantque rarement 1,2. Tousces éléments vont dansle sens: - d'un étalementgénéralisé des crues, responsable du grandnombre de jours de débordemedt, - d'unepuissance modérée de cesmêmes débordements. I-e tableautI-24 b donneles valeursdes débits théoriques calculés pour quelquesfréquences-type, et le tableauII-24 c la récurrencethéorique des événementsles plus importantsenregistrés depuis I'origine desmesures à Hanlès-Juvigny. Hormis en ce qui concernele débit moyenjournalier le plus fort dont la récurrenceest estiméeà 56 ans,les événementspris au pas de temps mensuelet instantanén'atteignent pas la fréquencecinquantennale. Ce qui confirme que les cruesdu Loison, telles qu'elles apparaissentà I'issue d'une dizaine d'annéeshumides, ne sont guère puissantes,se distinguantsurtout par leur étalementtemporel et spatial. Il est incongrudans ces conditions de parler de débit "de pointe" pour désignerles débits maximauxinstantanés, ceux-ci n'atteignant pas des valeursremarquables. Dansces conditions, les valeursdu coefficientde cruejugées de prime abord cornmesuspectes, doivent être considéréescomme reflétant une valeur localeadmissible, reflet d'un effet tamponnantdu complexephysique desbassins-versants étudiés. Il apparaît entre autre que les argiles- formation lithologique dominantedans le bassin-versantdu Loison- n'assumentpas le rôle d' impluvium essentiellementruisselant qu' on leur attribuegénéralement. A contrario, il s'avère que des formations hautementpennéables commeles grèvescalcaires peuvent jouer un rôle tout à fait original dansles phénomènesde débordement. Iæ comportementdes unes et des autres,confrontées aux assises calcairesdans le cadrede l'étude de cesautres extrêmes que sontles étiages, fera I'objet du prochainchapitre. 25L - joumaliermr- némaximum exÉrimenmle mensuelmltt- (mr/s) mum (m3/s) ximum(mi/s) - 4 - 1935 24,6 4 - 1935 r î< 3.67 2 1976 21,6 - 4 - 1985 24,3 2 - 1916 26.9 4 1989 a 1i 5.7 - 2 - t916 ^ ra < I - l97I 24,7 12 1974 29,1 ) LL'J 6.1 - rl - 7972 25,4 4 - 1989 10.7 2 1971 4 17,5 6.7 - I - l97l < 1? 5 2 - 19'13 30,6 I l97l 32,6 8,0 - 40,6 I - 1987 77,5 r0,0 l - 1975 33,6 1 1987 6 '34,3 l2-r973 41,8 12- 1973 1ti l0,l 12- 1974 - " - 1972 42,7 5 1970 37,5 10,r 3 - 1987 38,6 ll 8 40,2 5 - 1970 45,0 11- 1972 o Ât5 ror 4-1989 - r-re86 46,0 l - 1975 46,3 | 1975 l0 47,5 ii:8 - 48,3 7 - 1980 rr 5?{ ll.8 3- 1978 46,0 7 1930 - 46.1 12- 1988 48,9 l - 1986 12 57,5 r2,5 2 1980 - 2 - 1988 47,4 I - 1936 50,5 12 I9E8 13 62,5 l5,r - 12- 1978 16,3 5 - 1983 49,3 12 1978 57.0 14 67,5 r9i7 62,0 2 - t977 72,5 16,,1 t2 - 1982 52,0 z- 15 l - 1982 68,0 1 - 1982 16 77,5 16,8 12- 1979 58,0 - 2- 1977 67,0 12- 1979 83,0 6 l9E1 t7 82,5 16,9 - 12- 1979 1?.1 I - 1984 70,0 2 1934 85,0 l8 87,5 - 96,0 2 - 1984 92,5 t7.3 12- l98l 72,8 6 l98l 19 5 - 1983 111,0 5 - 1983 t^ O?{ 21,0 2- 1970 r0r,0 (?5 11 111 46,M5 Moyenne 19.88 24.023 joumaliers instantanésles plus forts a : classemenrdes débitsmoyens mensuels. er b: Débis théoriquesPour quelquesfréquences de retourrypes Qmr/s Kecturcnce Ineonquc (an) tsevrrerrv rv .11,u JI Mai 1983 5 27 mai 1983 l0l )o 27 mai 1983 rlt JO c : Récurrencerhéorique dc quelqucsépisodcs de plusfors débis plus débits mensuels,journaliers el Tableau tr-24: Élémens d'analyse fréquentielle des fons insnntanés du Loison de 1970à 1989 252 3. Les étiages < a) Définition d'un régime hydrodynamique d'étiage L'analyseséquentielle des débits en périoded'étiage mise au point par l'équipedu professeurFrécaut (1975) permet d'appréhender l'évolution des étiagesd'un ou de plusieurscours d'eau à partir d'un < débit journalier limite > d'étiage fixé empiriquement.Celui-ci équivaudraitselon les cas < pratiquementà la moitié du débit moyenmensuel minimal "normal" >>ou bien encoreà la < moyennedes débits mensuels "normaux" desquatre mois les moins abondantsde la saisonchaude >. Cetteincertitude nous semble imputable au fait que le régimede chaque cours d'eau est la résultante des caractéristiquesclimatiques et physiographiquesd'une mosaïQuedes terroirs hydrologiques.De même qu'il existe des régimes spécifiquesde crue, il existe des régimes hydrodynamiquesspécifiques d'étiage qui ne se réalisentpas selonle même rythme et les mêmes modalités d'une artère à I'autre d'un réseau hydrographique. En secondlieu, le < de façon significative à I'influence des précipitationsantérieures. Son abondanceest alors directementplacée sous la commandedu destockagedes réservessouterraines qui lui impriment un régime hydrodynamiquede tarissementque nousassimilons à la phasepréparatoire d'étiage. L'allure et les caractéristiquesde cetterestitution traduisent I'influence globale exercéepar le seul complexe physilye du bassin-versantsur l-'écoulementet déterminentà termela gravitéde l'étiage. C'est dans I'esprit le type de démarchequ'applique M. Dacharry (1975) à l'étude du fléchissementdes débitsestivaux de deux rivièresdu Massif Centralfrançais. Le degréde gravitérelative de l'étiage d'une année particulière dépendradonc : - de la date d'entréeen vigueur de ce régiTe de tarissement-étiage quenous proposons de désignerpar le néologismetarissage, - de la duréedu tarissage, - de la profondeurde la phaseparoxysmale généralement, mais pas obligâtoirementfinale, pour laquelle nous conserveronsla dénominationd'étiage ou < b) Fréquenceet profondeur des étiages Nous considéronsdonc : - tout mois de plus faible débit d'une annéeparticulière comme étant d'étiage, à la condition qu'il ait connu un régime de tarissementdominant. Si tel n'est pas le cas, il est simplement qualifiéde basseseaux. - tout jour de plus faible débit d'une annéeparticulière comme d'étiagesi sonabondance est égaleou inférieureau débit-limited9 tarissementdu mois auquelil appartient.Si tel n'est pas le cas,il est considétÉcomme débit moyen-joumalierde basseseaux. Le tableauïI-25 donnela valeur des débits-limitesde tarissementen chaquemois de I'annéeaux stationsde HanJès-Juvigny,Lissey et Delut. Ils ont été déterminéspar lecture des courbesde débits moyens-joumaliers- centÉs-classés(annexe II-5). 254 TableauII-25: Valeursdes débits moyens-joumaliers (en m3/s) indiquant pour chaquemois le passageà un régimede tarissement J FM AM J J A s o N D LoisonàHan- 0,7 I ,5 1,0 0,9 0,65 0,65 0,65 05 0,45 0,5 0,5 0,65 lès-Juvigny ThinæàLissey 0,8 0,8 0,8 0,7 0,5 0,5 0,16 0,15 0,13 0,15 0,26 0,5 Ruisseaudu 0,09 0,09 0,075 0,065 0,05 0,(x 0,038 0,034 0p32 0,038 0,o42 0.08 Moulin à Delut [,e tableauII-26a présenteles débitsmoyens-mensuels et journaliers d'étiage retenuspour ajustementfréquentiel. Ceux de la Thinte ne sont donnésqu'à titre indicatif, la sérieétant trop courtepour satisfaireà une énrdestatistique poussée. Selon les critèresretenus (supra),la distinctionentre basseseaux et étiageapparaît clairement. Quoi qu'il faille relativiserles jugementsen raisonde I'hétérogénéité des séries,l'étiage mensuel ne se rencontreen moyennequ'une annéesur deuxà Han-lès-Juvigny,8 années sur 10à Delut,T sur 10 à Lissey. La réalisationde l'étiagejournalier est plus fiéquente: de l'ordre de 8 annéessur 10 pour le Loison et la Thinte, annuellepour le ruisseaudu Moulin. Les différencesde bomportementhydrodynamique des trois cours d'eau ressortentnettement du tri effectuéparmi les valeurs minimales d'écoulementsmensuels et joumaliers.Ces débits d'étiage ont été ajustés: - à uneloi de Gausspour le Loison(Figure II-33), - à une loi de Galtonpour le ruisseaudu Moulin (Figuretr-34). Compte-tenude la faible longueurdes échantillons et de la médiocrité desajustements, le calcul desdébits caractéristiques n'a pasété poussé au- delàd'une fréquencecinquantennale (Tableau IJ-26b) I-es résultatsobtenus paraissent néanmoins concorder avec ce quenous savonsde la dynamiquedes cours d'eau étudiés. La décroissancedes débits est plus rapidepour le Loison moinsbien soutenuque le ruisseaudu Moulin. 255 )O ôl rô O\ c?i.+ \O .8 1\ææf\æææ EI frO\O\O\O\OrO\ <ÊÊÈÉHÊ I b FOO*t-)æCoC.l aaæ ææO\O\ONcet c) ^= COOOa-* +Q () (.) sE 9c' N\N ca .(r F'F \(\ Ês e F'= ro c-- >, () .q) (â0.) "r),ç 't<() rtÔlæO\C'lS .c) rcær\c-æoo U' âO\O\O\O\O\ .'t ÊÉÉÊÈË v) 0.) (,) I cts (')(d 6< \o=l \o c) oç f- o\ q) f-æCOÊ(flÉ Nr- c.) =v o\ o\ @a 1l- CO*c{côrô -O dÉËÉÊ- çâo 6J=( B"€ 6t o f-OO-ôlæÊO\$ rô lf1 \O 3\\OOf-!r)ææO\OÉ\O $s 9r COÈ E-3 CÈôlôlCfiCfiClççrôrn ei gvvvvvvvvvv 3r \Or 'i ol e8. èo = !+ (\ (f) (llç (\l c?) rô \O f- æ O\ O d S rô \O f- É ÊÈÉÈÊÉÉÊ $E E€ 256 En terme de débit spécifique,l'étiage cinquantenairedonnerait un écoulementde : - 0,129 Lls/rmz à 0,083llskmz -valeur mensuelleet journa- lière - pour le Loison, - 1,39à 1,3Vs/km2 pour le ruisseaudu Moulin. Ce qui reviendraità dire que : - les réservessont proportionnellementplus fortes pour le ruisseau du Moulin dotéde formationshydrogéologiques plus poreuses,et doncplus capacitives, - la perméabilitéest proportionnellementplus élevéedans le bassin- versantdu Loison dont les réservesse vidangent plus rapidement. Ce deuxièmepoint peut paraîtreparadoxal quand on se remémorele caractèrekarstique très marquédu bassin-versantde Delut. Pourtantla valeur du rapport débitmensuel minimal aeUitiorrrnatier -it i-at d'une fréquencedonnée semblerait conforter cette impression : - elle est plus forte et croît légèrementde la fréquenceIl2 (0,89) à la fréquenceU50 (0,94)à Delut, elle est plus faible et décroît assezfortement de la frêquencell2 (0,86)à la fréquence1/50 (0,64) à HanJès-Juvigny. Ce qui confirmeraitque : - la part desécoulements souterrains dans les écoulementsd'étiage est plus faible pour le Loison, sesformations hydrogéologiques étantmoins capacitives, - ruissellementdirect et différé (hypodermisme,ressuyage des formationssuperficielles) interviennent de façon non négligeable dansles écoulementsd'étiage du Loison. Or ces deux bassins-versantssont globalementsoumis aux mêmes contraintes climatiques et la partition du substrat en formations hydrogéologiquesperméables et imperméablesest sensiblementcomparable. D[5 0tBt15ME{SUELs L€ I-OISOH IIÀII.LtS.JUVIGNY:0tsIfllBurloil GÂusslEllt{t FIG. II-33 ET JOURNALIERSD'ETIAGE. 5/ l-l;, lllr -l--l--j-' li iI : 0tsTRIBUTI0NGAUSso-LoGARtTHttIQUE 0tS oEBITS HEI{SUELS ET JoURNALIERSD'ETiAGE FIG. II-34 DU RUISSEAUDU HOULINA DELUT 0ébi'. mcyen mensue l ? m-,/s 0.05 0é5 i : lcvË^ jortrral i'" m',/s 0.05 258 Deux faits essentielsdoivent être pris en compte: - le caractèrekarstique plus affirmé du bassin-versantde Delut qui impliqueau minimum I'existenced'une zoned'infiltration d'une vingtainede mètresd'épaisseur à hauteperméabilité, - la distributiondifférente des affleurementsimperméables dans les deuxbassins-versants. Pour le ruisseaudu Moulin, les formations argileusessujettes à ruissellementet ressuyagesont rejetéesen couronneà la périphériedu bassin-versant.Tout apport mesuréen étê à I'exutoire ne peut qu'avoir transitépar la massedes calcairesbathoniens. Nous sofirmesdonc amenésà envisagerune possibilitéde stockaged'une fraction de ces apportsdans la zone saturéede I'aquifère, en cours de transit souterrain.Ce régime d'écoulementd'étiage ne résulteraitdonc pas d'une perméabilitéplus faible. Tout au contraire,la perméabititéintrinsèque du karst, alliée à la forte porositénaturclle de la formationcalcaire facilite le stockagedes apports de < ruissellementsouterrain >> dans des < - une protectioncontrc les prélèvementsévapotranspiratoires, - une capacitéde stockageélevée et corrélativementun meilleur soutiendes débits, - un effet pondérateursur les apportsruisselants dont une fraction est transforméeen écoulementde base. I-esconditions sont tout autrespour le Loison. La rivière coulele plus souventsur le substratimperméable (à I'amont de |a confluenceavec la Thinte) ou à son contacten rive gauche(aval de cette même confluence): les apportspar ruissellementdirect ou différé peuventdonc êtreplus fréquentset plus volumineux. Cette hypothèseest étayéepar l'étude de la durée des phasesde tarissagemenant aux étiages. 259 c) Durée du tarissage et genèsedes étiages La distinction entre basses-eauxet tarissageressort bien du tableau It-27. Si les basseseaux sont annuelles,les phasesde tarissagene sontpas toujoursréalisées au pas de tempsmensuel : pour ne prendreque I'exemple du Loison,les années1970-80-81-86-87-88 en furentdépourvues. I-e tarissagedépend avant tout de la pluviométriede I'annéeconsidéÉe. Le régime de tarissagese réalisele plus souventlors de la saison chaudeet habituellede basseseaux. Mais il débuteparfois très tôt en saison froide-dès mars (1976) ou avril (197t)-et se prolongeau delà de l'étiage annuel pour déborderassez fréquemment sur la saison froide suivante- le plus souventen octobre,plus rarementen novembre- : le facteurbio-thermique n'est doncpas essentiel à la Éalisationdu tarissageet de sonaboutissement, l'étiage. Ce que confirme le décalageentre maximum thermiqueannuel et étiage: il est de 1 à 2 mois au pasde tempsmensuel, exceptionnellement de 3 à 4 mois. Il est plus fort au pas de temps journalier: l'étiage intervient généralement2 à 3 mois aprèsle maximumthermique mensuel, peut passer à 4 moiscomme en 1989,et n'estconfondu avec lui qu'en annéesde simples basseseaux mensuelles (1 980-1 986). C'est donc en corrélationétroite avecle déficit pluviométrique,plus qu'avec la force des prélèvementsévapotranspiratoires que s'expliquent précocitéet duréedes phases de tarissage: le premierconduit à l'étiage, les secondsà de simplesbasses eaux annuelles, les troisièmesaux étiagesgraves cornmece fut le casen1976. Dansces conditions,le complexephysique du bassin-versantpèse de tout son poids par la capacitéde stockagehivernal et de redistribution estivale des réservessouterraines. Elle s'exprimeau havers des valeursde débitsd'étiage specifiques analysés dans le paragrapheprécédent. Pour la période de fonctionnementcommune aux trois cours d'eau (anvier L978à octobre1986) les phasesde tarissagecontinues sont plus fréquenteset plus durablessur la Thinte et le ruisseaudu Moulin que sur le Loison: ce qui s'expliqueen premierlieu par une fonctioncapacitive plus développéedes calcaires karstifiés et de la nappedes grèves. En secondlieu, elle Ésulæ descaractéristiques lithologiques globales et desparticularités hydrodynamiques du substratdes bassins-versants. Bien que la période communeconsidérée soit, rappelons-le,une periodetrès humide, Thinte et ruisseaudu Moulin ont connu,notamment en hiver, un nombrcplus élevéde jours de tarissementque le [,oison. 260 l-r Thinte J 79 18 806213 17 [-T---26-l 81 6 10it+ r< lT-5T-i ?l 8275 rJl:rl E387 I 84320 l5 6* 85 20 15 16 o n ÆTq'-1 ts 86 + lT-l zt I 16 tns' Lc:-aissecudu \louiin .{\ttJÀ 79 2r 804 20 ?3 23 l4 14* 3 8l 2 8* 82u 7 f-ï-l .+ 2l ll ) 8321310 25r 19 842r1 11în1 :5 1 8* t.t 8520159 5S J t27 86 3rTrc 619 87t7147 IQ 88 I 8922r74 l9 oô 11 2l 17 Le Loison II 703 IV 7t t7 l5 I I 73 14 74 1 75 l9 76 l t0 f 77 * 78 ll 79 a 80 81 6 82 l4 6 83 9i 8 84 7t 85 l0 11 18r 16 86 7 I E7 6 7 88 89 l0 ,'ffi:l ,, 13' 7 minimummcnsucl I minimumioumalier l0 nomhe déjoun dc régimcde nrisscrnent E3 moisdctuissagc TableauII-2? : Tarissement,hrissage et étiagesaur $rltionsde Lissey,Delut et Hcn-lès-Juvigny 261 On note d'autre part que cesjours de tarissementsont en moyenneplus élevésen hiver pour la Thinte, en étéet débutd'hiver pour le ruisseaudu Moulin. Ce qui traduit : - I'aptitude au ressuyagedes grèves(transmissivité) ; le régime hydrodynamiquede tarissements'y trouve plus souventréalisé, mêmeen saisonhumide, que sur les autrescours d'eau, - I'effet pondérateurde I'aquifère Bathonienmême réalimentépar les aversesestivales qui favorise la perdurationdu régime de tarissagejusqu'à I'entrée de I'hiver suivant(cas des années 1985 et 1989 par exemple), et retarde par voie de conséquence I'installation d'un régimehydrodynamique de moyenneset hautes gaux, - la difficulté d'instaurationdu régimede tarissageconduisant à l'étiagelorsque le bassin-versantest formé,comme dans le casdu Loison, de surfacesimperméables étendues générant d'importants apportsde ruissellement, - I'intemrption plus fréquentedu tarissementlorsque I'aquifère de subsurfaceest peu capacitil mais fortementtransmissif. Pour peu que les aversesestivales soient soutenues, la nappedes grèves se satureet les apportspar ruissellementdominent, en valeur absolue ou relative,les apportssouterrains. Le régimehydrodynamique de tarissementest interrompuet la phasede tarissagepréparatoire à l'étiageest écourtée. Celui-ci sera peu sévère. Les facteursphysiographiques conditionnent donc largement- après les facteursclimatiques - la genèseainsi que les caractéristiquesde duréeet de profondeurdes étiages. Le bassin-versantétant une juxtapositionde micro-milieux plus ou moins hétérogènes,une mosaïque,il convient de replacer les données hydrologiquesdans ce contextespatial. 4. La spatialisationdes débits d'étiage La spatialisationdes débits, et plus particulièrementde débitsd'ériage, permet : - d'appréciersur I'ensembled'un bassin-versantla variabilité de la ressourceen eauxsuperficielles, 262 - de la relier aux caractéristiquesphysiographiques connues, dans le cadrede zoneshomogènes. Elle débouchesur la réalisationde profits hydrologiqueset de cartes d'étiagesdont J.-F.Zumstein (1976) fut I'inventeuret I'initiateur. Elle suppoiela réalisationde campagnesde jaugeagesystématiqries le long d'un coursd'eau et de ses affluents.Mais les donnéesrecueillies sur le terrain peuventêtre entachéesd'erreurs. Les huit campagnesde jaugeagemenées depuis 1978 sur le bassindu Loisonn'ont paséchappé au problèmedu fait: - de la concordancedes plus basseseaux annuelles avec la qlmpagne de pêchedans les étangs, - de I'inadaptationdu matérielutilisé (percheà intégration)dans des sectionssouvent peu profondes,à fond vaseux,colonisé par une abondantevégétation, - de la faible vitessedes écoulements, - desdéfaillances des hommes et du matérielqui est toujourssoumis à rude épreuve. Après élimination des campagnesfragmentaires ou menées sous influence (vannages,précipitations) nous avons retenu celles de mai et seprembre1980, août 1988,octobre 1985 et 1989.Hormis cettedernière, aucunene couvre la totalité du bassin-versant.Aussi n'avons nous pu appliquerla méthodologiede critique et d'homogénéis_ationdes valeurs mesuréesdéveloppee par te CEGUM (J.-P.Decloux, M. Sary 1991). a) Analyse des profils hydrologiques Sur la Figure II-35 sont représentésles profils hydrologiquesdu Loison réalisésà partir descampagnes du26 mai 1980et du 31 août 1988. La première caractériseune situation de basseseaux, la secondeun tarissementpeu marqué,supérieur à la fiéquenced'étiage U2. Le profil hydrologique réalisé à partir des débits bruts traduit globalementI'effet cumulatif des apportsde I'amont vers I'aval. Il faut noter : - la progressionlente de la sourcejusqu'à Villers-les-Mangiennes (point 5). L'apport de I'Azannes(enhe les points 3 et 4) pourtant alimentéepar les calcairesdes Hauts-de-Meuse ne se traduit guère dansles débitsdu Loison, 263 Fi9.tl-35 PROFILSHYOROLOGIQUES OU LOISON E[ BASSES.EAUX. 1/s/kn7 DtBtrsSPECtFIQUES 5: Vii :ers-les-i!:rci:"r:s DEBITSBRUTS 6r Guéde la fe.ne :/cl::'- 7: iqerles-sur-Loison g: Dimbley 9: Vittarville l0: Avai de la ccnfluer:e3vea l.:.inr3 (1.c. Leslvioths.. ll: Jametz i2; Reno:ville l3: Louooy-sur-!lison l4: ,..lurjqny-sur--ci sor i 3: ilan-ies-.Juvi:n;r ^ri986 d- 264 - la perte de la rivière dansun secteurcompris entre Villers-les- Mangiennes(5) et Merles-sur-Loison(7). Une campagnemenée avecS. Van Den Avenne(DDAF Meuse)en septembre1985 nous a montré que le mêmephénomène affectait I'Ottrain entre Sorbey et Saint-Laurent-sur-Othain,soit sur le mêmeméridien. Il faut en trouver la causedans les failles hachantI'interfluve Loison-Othain (Y. Babot 1986)selon une tectonique complexe de blocsbasculés (P. Gamez,M. Sary 1979). - une reprise très rapide des apports,sur quelquescentaines de mètres,dès que le cours d'eau réentailleI'entablement calcaire karstifié,à I'amont de la confluenceavec la Thinte (10), - un accroissementtrès fort des écoulementsjusqu'à I'entréedans les horizonsdu Bajociensupérieur (14) suivi d'une stabilisation. Indépendammentdes apportsoxfordiens (Thinte puis Braconrupt entre 1l et 12) c'est encoreaux apportsbathoniens (Forêt de Woëvre et rive droite) que le Loison doit cette nouvelle abondance. Le recours aux débits spécifiquescomplète et nuancecette trame générale.Le profil du Loison paraîtplus complexe,en conformité avec la variétédu complexephysique. De la source à la confluence avec I'Azannes, les facteurs hydrogéologiquessont déterminants: - en perioded'étiage (août 1988) le coursd'eau est perché au-dessus de la zonenon saturéede ia nappebathonienne, et infiltrant ; les débits spécifiquesdécroissent de l'émergencekarstique de Loison (1) à la stationde Billy-sous-M'angiennes(2). De plus il ne reçoit plus d'apportdès qu'il quitte la boutonnièrede Loison et circule sur les argilecalloviennes. - en périodede basseseaux, le niveaude la nappecalcaire fait qu'il est drainant; il reçoit de plus des apportsde ruissellementdes argiles; les débitsspécifiques croissent légèrement. - entreles points2 et 3l'apport du karstde Billy-sous-Mangiennes fait remonterles débitsspécifiques, - au delà ils s'effondrent(3 à 6). La traverséedu synclinoriumde Mangiennesfait disparaîtreles assisescalcaires productives sous les argilesde la WcËvre. Avec la réapparitiondes affleurementscalcaires sur la remontéenord du synclinorium, I'abondancespécifique du Loison retrouve quelque vigueur,mais selon desmodalités imposées par la tectogénèse.Le cours 265 d'eau subit d'aborddes pertes sur la lèvre relevéed'un bloc basculé(7). Il est hautementprobable qu'il retrouveen grandepartie le débit prélevé immédiatementènaval-pendage, augmenté d'apports latéraux karstiques de I'interfluve avecI'Othain (la Cuve). Lorsqu'il s'enfonce par épigénie dans la lèvre surélevéedu bloc calcairesu-ivant (Dimbley - point 8), il recoupela nappelibre bathonienneet devient niveau de basé du karst (résurgencede Dimbley) : ses débits rcprennentalors quelque consistance. La complexitéde ce quadrillagetectonique par blocs basculésest telle que les affleùrementscalcaires ne sontpas continus; cetteportiorr restreinte du bassin-versantcomportant encore d'importantes zones argileuses sous lesquellesla nappebathonienne est captive,les débits spécifiquesrestent, malgrétout, modestes. Ils le demeurentensuite en dépit des apportsde la Thinte (10) : les calcairesoxfordiens alimentant la nappedes grèves alluviales soumise à une forte évapotranspirationn'ont qu'unefaible incidencesur le Loison. A partir du point 11, le Loison longe les affleurementsbathoniens de rive droite et reçôit en mêmetemps des apportsoxfordiens de rivq-gau-g!9 (Braconrupt):lé profil se redresse.Mais il faut attendreRemoivilte (12) pour que l-'entailledes assises carbonatées permette une alimentationsur les deux rives : - émergencesde trop-plein (Fontainede Hugne) et résurgencede Louppy-sur-Loisonen rive gauche, - résurgence(Lavoir de Remoiville) et source de déversement (campingde LouppY)en rive droite. A partir de Juvigny-sur-Loison(14) la rivière crèvel'écran marneux du Bathonieninférietr et entaille le Bajociencalcaire sous-jacentet les débitsspécifiques n'augmentent plus : - la nappebathonienne se retrouveperchée et n'alimenteplus guère le Loison, - I'interfluve Loison-Othainet Loison-Chiersest réduit à un mince liserépeu capacitifet drainesurtout vers la Chierspar un système deblocs basculés. Mais surtout, le Bajocien se caractériseen fond de vallée par une rransmissivitéplus faible que celle du Bathonien(J. Both, 9. Chalumeau Ig74): les appôr$ au Lnison s'en trouventdonc réduits jusqu'à la stationde Han-lès-Juvigny(15). 266 Quatre campagnesde jaugeagessont exploitablespour la Thinte (FigureII-36). Celle de septembre1980 est de basseseaux, avec une influence probablepar des précipitationsassez fortes une dizaine de jours avant les mesures. Iæs trois autresprésentent des débits caractéristiquesd'une phasede tarissage,celle d'octobre1989 se situantau niveaud'un véritableétiage. Rappelonspour la bonneintelligence de I'analysequi va suivre,que le bassin-versantde la Thinteest caractérisépar : - un court bassinamont enserréentre les Hauts-de-Meuseet une avant-côteformée de buttestémoins massives. Il est combléd'un matelaspeu épaisde grèves,et la rivière le quitte par un étroit gouletquelques centaines de mètresà I'aval du point l. - un couloir assezétroit jusqu'à Damvillers. Les Hauts-de-Meuseà I'ouest sont entaillésen vallons profondspar de petits réseaux anaclinauxpérennes, tandis qu'à I'est, I'avant-côten'égrène plus qu'un chapelet de petites buttes-témoinsaux couronnements calcairesréduits. - un bassinaval qui s'évaseau pied desHauts-de-Meuse amorçant leur virage vers I'ouest,et s'étendà I'est sur une fraction de la dépressionorthoclinale. Il est tapisséd'une épaisseurde 3 à 5 m de grèvealluviale. - un court et étroit goulet encadréde replatsargileux conduit peu aprèsle point 4 à la confluenceavec le Loison. Les caractéristiquesdes profils hydrologiquesdécoulent de cette commandemorpho génétique. I-e bassinamont donne des débits bruts peu élevés caractéristiques d'un amonthydrographique. Par contre,les débitsspecifiques sont élevés.Notons au passagequ'ils le sontsystématiquement plus que ceuxdu loison, saufà I'extrémitéaval où ils présententle mêmeordre de grandeuren étiage(1988). Leur progression(brute et spécifique)est spectaculaireà la sortie du bassinamont, résultat d'un doubleeffet : - de seuil qui fait remonterle toit de la nappealluviale à proximité de la surfacetopographique, - de resseffementqui concentreles écoulementsdans un goulet étroit. 267 Fig.II-36 PROFILSHYDROLOGIQUES DE LA THIIITEEN BASSES-EAUX. Q l /s/km2 r 8/9/',l980 SPECIFIQUES 3r/8i r 988 16/10/1985 6/10/1989 Q l/s DEBITSBRUÏS MoulinMaillot Gi bercy DamviI I ers Li ssey stati on CEGU14 Confluence avec I e Loisor 268 La progressiondes débitsbruts se poursuitplus modérémentjusqu'à Damvillers (5) en dépit d'apportsdes Hauts-de-Meuse, tandis que les débits spécifiquess'effondrent: il sembleque la nappealluviale drainele cours d'eau. L'évolution desdébits bruts entreDamvillers (3) et Lissey (4) est de ce point de vue significative: - la progressionest encore nette en période de basseseaux influencéespar desprécipitationsantérieures (1980). I-e sous- écoulementprogresse dans la grèvetransmissive avec un certain retard.Il soutientles écoulementsde surface. - en sinrationde tarissage(1988, 1985) la progressiondes débits est faible à nulle. Baissedes apportsoxfordiens, abaissement de la nappealluviale et prélèvementsévapotranspiratoires en sont la cause. - en phase d'étiage prononcé(1989) les débits ont au contraire tendanceà se renforcerlégèrement. Nous ne pensonspas qu'il s'agissed'une erreur de mesure.L'expérience acquise sur ce cours d'eau montrantque les jaugeagesd'aval auraienttendance à être sous-estimésà I'ordinaire. C'est la fonction relais de la nappe alluviale qui nous sembleici en cause.Lorsque la périodenon influencéeest suffisammentlongue, les apportsoxfordiens ont déjà diminué à I'amont, tandis que les apportsantérieurs plus abondantsparviennent à I'aval avecretard, par voie souterraine. C'est aussipourquoi l'écart entre débitsspécifiques d'amont et d'aval est moinsaccusé qu'en touteautre situation hydrologique, et qu'à I'aval ils ne présententpas un grand êcartavec ceux des autresannées. A I'extrêmeaval (5), effets de seuil et de resserrementconnus au sortir du bassin amont se reproduisent avec une moindre ampleur car l'évapotranspirationa effectué ses prélèvements: débits bruts et spécifiques se relèventlégèrement. Tandis que dansle bassin du Loison tectoniqueet lithologie rendent compte de I'essentieldes variations des profils hydrologiques,c'est le systèmemorphogénétique d'accumulation quatemaire qui en liaison avecles conditionshydrogéologiques réglant les apports,conditionne l'évolution des débits de la Thinte. La réalisationde cartesde débits spécifiquespar tranchespermet en intégrantles doruréesde I'ensembledu réseauhydrographique d'obtenir une vue plus complètede soncomportement. 269 b) Cartographie des débits d'étiage Consacréepar I'usage,cette expression recouvre des réalités variables allantdes basses eaux aux régimesde tarissementet d'étiagevariables. Cette cartographierepose sur le calcul de débits spécifiquespar sous- bassin: chacund'enffe eux est déterminépar un point de mesureaval et un point de mesurearnont (plu'sieurs en casde confluences).On en déduit une superficieet un débit partielsqui permettentde calculerun débit spécifique par tranche. Plus la densitédes points de mesure(ou d'observationen I'absence d'écoulement)est forte, meilleure est la délimitation des zones de comportementhomogène. A partir desvaleurs obtenues sont établies des classes de débits.Nous en avonsretenu 6 dont unenégative (phénomènes de pertq de diminutionde débit par évapotranspirationou drainagede nappe),et une autre entre t 0,1 Uskmz pour tenir compte de la marged'erreur commisedans la mesurede deuxdébits consécutifs donnant au point aval un débit de trèspeu inférieur à celui du point amont. [,es bassins-versantsréels n'étant pas toujours connusavec la plus grandeprécision en zone calcaire(Hauts-de-Meuse, dalle d'Etain), les calculsont été effecnréssur la basedes limites topographiques.La Figure lI-37 synthétiseles résultatsobtenus lors des campagnesde jaugeages (annexesII-l et II-8) : - du 26 mai 1980(situation de basses eaux), - du 3l juillet 1988(situation de tarissage), - du 6 octobre 1989 (situation proche de l'étiage annuel, mais influencéesur le coursdu Loison). ces cartesfont très nettementapparaître la mosaïquedes terroirs hydrologiques. Les grands ensembleslithologiques ressortentavec une certaine constanced'une situationhydrologique à l'autre, en dépit des lacunesde I'information (donnéeabsente ou éliminéecar douteuse): - bon rendementdes deux môles hydrogéologiquesdes Hauts-de- Meuseet de I'interfluve Loison-Othain, - vide hydrologiquede la plainede rWoëvre. Les caractéristiquesmorpho-climatiques et morpho-hydrologiques nuancentce schémagénéral. î - no I r(U c *; VV VE I Vq@'Go o'o c, N &v/v/ u/ A\ u/î-: N lrt-l I tl J ttË ffimilL_J E! z H I t:r z r I È. o I (/t zlI (j Les bassinsintra-argileux drainent dans leur matelasde grève les apportsdes calcairesoxfordiens. Ce sont les épandagesquaternaires issus dèi entaillesanaclinales de la cuesta(Braconrupt, Harbon), ainsi que les valléesde la Thinte et de I'Azannes. La vidangede ces réservoirs-relaissub-superficiels au traversd'une gorge de raccordementresserrée vers un aval ou une confluencefait iembnter le rendementhydrologique du cours d'eau. C'est ce que I'on constateà I'aval du Braconruptet de la Thinte, ainsi qu'au sortir de son bassinamont. , Par contre, lorsque I'entonnoir anaclinals'ouvre largementsur le réseauorthoclinal, le coursd'eau est infiltrant, perchéau-dessus de la nappe des grèves: débitsbruts et spécifiquess'abaissent comme ceux du Harbon en 1980ou du ruisseaude Flabasen 1989et 1988. L'avant-côte ne donne- aquifère de taille réduite oblige - que des suintementsen amont-pendage(versant ouest) qui se perdentrapidement dansles grèvescolluviales au pied du talus: le réseauanaclinal du Loison est improductif(cas typique de la Brévonte).En aval-pendangerle réseau cataclihalfournit quelquesapports indigents lorsque I'entaille séparantles buttes-témoinsest bien marquéeet favorise I'affleurementmaximal de la nappeperchée oxfordienne qui se déversesous forme de suintements.Il faut unJ rupture de pente dans le talweg pour que les percolationsdans les colluviônsépaisses réapparaissent en surfaceavant de se réinfiltrer plus en aval dansla nappealluviale du lit majeur de la Thinte : cas du ruisseaude Tripesou de la Thinte à sonextrême amont. I-e casde la nappebathonienne reste complexe. Karstifiée peu ou prou, elle esttrès productive dès qu'elle est libre et quele Loison I'entaille (source de Jametzet cours aval du Loison) : les débitsspécifiques sont souvent comprisentre 4 et9 VsAm2. Lorsqu'elle est libre à la faveur de la flexure qui guide le cours de la rivière, et qu'elle parvientà son contact,son rendementbaisse : les débits spécifiquei restentcompris entre 2 et 4 Vs/km2,parfgis mojns (cas des rêsurgencesde Billy-sous-Mangienneset Delut). Une fraction des écoulémentssouterrains redevient captive sous les alluvionsdu Loison et les argiles calloviennesde rive gauche.Il faut que la nappeet le karst qui la drâine soient suffisammentalimentés pour que les émergencespuissent creverl'écran alluvial du lit majeuret engendrerdes apports juxta et sous- alluviaux : cas de la Cuveet du secteurcompris entre Merles et Dimbley. Sinon, lorsque le bassin-versantest de trop petite taille, le niveau piezométriqueest trop baspour engendrerde telsappoS. I-es écoulements iestent captifs souset au delà de la vallée du Loison. Le phénomènepeut dépendreégalement d'un affaissementou basculementde bloc tectonique: 272 c'est le cas du petit dégorgeoirdrainant le vallon karstifié du Bois de Parfondevauxà ltamont immédiatde Merles-sur-Loison. Quasimentprivé d'alimentationde rive gauchesur les 314de soncours, afimeÀtépar iniermittence en rive droite au gré des combinaisonsentre tectoniquè, lithologie et morpho-dynamique,le Loison présente une successionde zonesde rendementshydrologiques contrastés : il est possible plus de parler de véritable cours à éclipses,La lhinF, quan! à elle, oppose régulièrementun secteuramont et occidentalà bon rendement,à un secteur orientalet aval à rendementplus médiocreou nul. CONCLUSION La jeunesseet I'hétérogênêité des sérieshydrologlgues ne perm€t qu'une àpprochepartielle des épisodes-decrues et d'étiagesprononcés. Notamtttênt,le choix restreintdes stationsne pennet guère de pousser I'analysecomparative entre des milieux naturelspourtant contrastés. Il apparaîtnéanmoins que la réponse9"* bassins-versantsaux conditioni pluviométriques est largement tributaire de la nature du substratumeï de l'état hydriquedes formations superficielles. Si I'utilisation des donnéesrecueillies lors des campagnesde jaugeageest un instrument d'analysed'une grandefinesse et d'un caractèresynthétique indéniable, il faut reconnaîtreque dansles cas étudiésil peut être singulièrementlimité par les influencesanthroPiques 273 CONCLUSIONDU CHAPITRE SECOND L'étude des bilans hydrologiquesa montré que la seule nature lithologique, des formationsaquifères n'expliquait pas la puissancedes écoulementset la force des prélèvementsévapotranspiratoires. La dynamique de remplissage et de vidange de ces formations hydrogéologiquesest largementfonction de leur genèseet de leur sinration morphologique.De même les argiles ne peuvent-ellesêtre entièrement considéréescomme un matériaustrictement et uniquementimperméable : là encore le jeu de la morphogénèsepeut introduire temporairement d' importantesnuances dans leur comportementhydrologique. L'étude des phénomènesextrêmes - crues et étiages- résultant de situations climatologiquesantinomiques montre que la réaction des formationshydrogéologiques peut être singulière. Ainsi, non seulementla nappedes grèves de la Thinte apporte-t-elleun soutiennon négligeableaux écoulementsmédiocres de I'Oxfordien, mais encoretamponne-t-elle les crueshivemales. Aussi ses débordementssont rares,mais peuvent devenir puissants lorsque cette même nappe est saturée. Le Loison se singularisepar des débordementsplus fréquentset plus durablesen raisonde I'extensiondes formations argileuses dans son bassin- versantet du soutiende la nappebathonienne en charge.A contrario,cette nappeexplique pour I'essentiella pérénitéde sesécoulements estivaux. Caractérisépar un importantaquifère de type karstique,le Ruisseaudu Moulin proposeun amalgamecomplexe qui seraprécisé en troisièmepartie de ce travail. 274 coNCLUsIoN DE LA nBuxrÈME PARTIE En dépit d'une relative jeunessedes séries disponibles,l'étude hydrologiquedu Loison aux pas de tempsannuel, saisonnier et mensuela pérmisâe- définir les caractéristiquesgénérales de l'écoulementdans le bassin-versant. Le tryptique pluviométrie- thermométrie- lithologie détermine pourI'essentiel les modalités des écoulements. Par sa pluviométrie médiocreet variable,le Loison se rattacheau groupedes côurs d'eau de typepluvial océaniquede plaineset de plateaux. Grâceau régime thermiqueplus régulieropposant une saisonfroide de novembreà avrif et une saisonchaude de mai à septembre,les écoulements se répartissenten hauteseaux moyennes d'hiver et basseseaux moyennes d'étê-,établissantainsi le caractèreévaporal du régimehydrologique. Aux contrasteslithologiques de son bassin-versant,le Loison doit plus particulièrementla forte variabilitéde sesécoulements. Trois grandstypes d'écoulementspeuvent être mis en évidence.Un ruissellementdireit- lié à l'extension-des formations imperméables,un ruissellementdifféré lié au ressuyagedes formationssuperficielles et un écoulementde basedéterminant la puissancedes écoulements estivaux. L'établissementde bilanshydrologiques simplifiés pennet en première approximationde détecterles anomaliesde comportementgue pfsgntent .èttuittr rronçonsdu Éseauhydrographique. Il apparaîtainsi- qJe le bassin amontdu Loison alimentela nappecaptive du Bathoniensupérieur calcaire, tandisque la Thinte est vraisemblablementprivée d'une partiede sonbassin- net*art uu profit de la Meuse.Ils permettentégalement de constaterque le rôle joué pàr les formationsperméables est ambivalent.Très transmissives et capacitives,elles facilitent une infiltration.rapidedes ery:ipi?lions et leur stockagedans le sous-sol;le coursd'eau voit ainsison déficit d'écoulement diminutr et sesécoulements estivaux bien soutenus.Transmissives, mais peu épaisses,elles favorisentla circulationde la napPe9'.u"_1 proximité de la sùtfacedu sol et sont la proie de l'évapotranspiration.C'est pourquoiles 275 cours d'eau à écoulementssouterrains de type karstique proposentde meilleursrendements hydrologiques que leurshomologues pour lesquelsles nappesalluviales perméableset poreuses,mais de faible profondeur, constituentune part importantedu bassin-versant. De mêmeles cruessont, à pluviométrieégale, largement modulées par les caractéristiquesdu substratum.La Thinte connaîtpeu de jours de crues débordantes,en raison de I'effet tamponjoué par la nappe des grèves alluviales.Mais lorsquecette nappe est saturée,les débitsspécifiques de crue sont forts. Le ruisseaudu Moulin se caractérisepar des cruesde courte durée,ce que nous attribuonsà la facilité que les drains karstiquesoffrent au transit du ruissellementdirect. Le casdu Loison est particulier,car en dépit de son fort taux de recouvrementpar les argiles, le nombre de gonflementsdu type crue est relativementlimité, elles sont peu puissantes, mais le nombredes jours de débordementest élevé.Ces caractéristiques sont dûespour I'essentielà sesparticularités morphométriques (grande longueur du réseau en peuplier et vallées à petits bassins séparéspar des étranglements)qui étalentle flot. Fondamentalement,les débits estivaux dépendentdes capacitésde stockagedes aquifères.Celles-ci peuvent être approchéespar fétude des débitsde base.Nous avonsproposé pour ce faire une méthodeinédite de décompositiondes écoulementstotaux en débit de base et débit de ruissellement.Cette méthode se fonde sur la définition d'un régime hydrodynamiquede tarissementdont rend compte la courbe des débits moyensjournaliers classés en chaquemois d'une année,après anamorphose logarithmique.La connaissancede la part d'écoulementrevenant aux aquifèreset au ruissellementpermet d'affiner le bilan hydrologiquedu cours d'eau et de mieux appréhenderles relations entre impulsions pluviométriqueset réponsedu coursd'eau. Sur le même principe, il est possiblede déterminerle débit-limite à partir duquel le cours d'eau passed'une situationde basseseaux à une situationhydrodynamique pouvant conduire à l'étiage. Nous avonsproposé de nommertarissage cette phase transitoire. La connaissancede ce débit- limite permet d'éliminer des énrdesfréquentielles les valeurs-parasitesqui ne correspondraientpas à une situationde très basseseaux. De mêmela connaissancedes datesextrêmes de réalisationdu tarissage,pennet de préciserla notion de gravitéde l'étiage annuelqui ne peut se résoudreà la simplevaleur de sa profondeur,et de comparerles annéeshydrologiques entreelles. Enfin I'exploitation de campagnesde débits dits d'étiage, pennet de Éaliser le profil hydrologiquebrut et spécifiqued'un cours d'eau. Par des détailsgénéralement reconduits d'une situationhydrologique de basseseaux, de tarissageou d'étiageà I'autre, le profil hydrologiqueapparaît comme une 276 véritablefiche signalétiqued'un coursd'eau. Il facilite l'étude desrelations entre écoulementset complexephysique du bassin-versant.Couplé à des cartesde débits specifiquespar tranches,il donneune imagesynthétique de la mosaiQuedes terroirs hydrologiques constituant le bassin-versant. 277 TROISIÈvTBPARTIE LE KARST COUVERTDE L'INTERFLUVE LOISON.OTHAIN 278 INTRODUCTION ( Des quatredépartements lorrains, la Meuseest le plus calcaireet c'estjustice de lui... rendrecet hommagede modèlede régionkarstique du BassinParisien > (A. IVeisrock,in J. P. Beaudoin1989). Cet hommage vient à point pour réattirer I'attention sur une molphologieparticulière que peu de spécialistesdes sciencesde la terre, et surtoutsi peu d'aménageursrégionaux, tiennent pour présenteen Lorraine. Pourtant la bibliographie karstique lorraine représentedéjà quelques mètresde rayonsde la bibtiothèqueidéale qui recenseraittous les écrits- essentiellementnotules et articlesdispersés dans des revuessportives ou culnrrelles- publiés à ce jour. Mais que reste-ril aujourd'huides travaux des premiers esprits curieux qui, à la fin du XIXe siècle,recherchaient dans les "cavernes"de la région de Toul les tracesde "l'homme antédiluvien",ou de ceux qui, au tout début du XXe siècle,rapprochaient capture de la Moselleet cavitéssouterraines de Pierre-la-Treiche? L'impressionqui domineest celle de I'oubli. Oubli à peine effacé par la premièresynthèse que J. Tricart (1952) consacreaux ( élémentsde morphologiekarstique > puisque < universitésde Metz et Nancy (1985),apporte la reconnaissancede fait, par un aréopageinternational, à ce qu'il est convenud'appeler le karst de Lorraine. Nous devrionsplutôt dire les karstsde Lorraine. Car, outre le fait qu'ils ne sont pas tous répertoriésà ce jour, la structurerégionale alternant couches calcaires et couchesnon calcairesou multipliant les variations de faciès, dispersele plus souvent les karsts lorrains en petitesunités dissemblables.Il restedonc un avenir prometteur d'explorationset d'investigationsqui fera les beaux jours de plusieurs générationsde spéléologueset de chercheurs. L'étude qui va suivre souffrira de la dispersionet de la semi- confidentialitéde I'information qui caractérisentsouvent toute démarcheen 'Woëvrepremière phaseexploratoire. Elle se consacrerauniquement aux karsts de septentrionale,attachés aux séries oxfordienne, callovienne et bathonienne. Le karst bathoniensera plus particulièrementétudié dans le cadre du bassin du Loison, qui nous a foumi, au niveau de I'interfluve Loison- Othain,un modeléfonctionnel morphogénétique et hydrogéologique. Iæ petit bassin-versantd'investigation du ruisseaudu Moulin permettra de quantifier quelquesaspects hydrologiques et d'aborder les problèmesde l'érosion chimiqueet physiqueen milieu karstique. 280 CHAPITRE PREMIER LEK ARST ET LA MORPHOGÉNÈSN 28r I - LE KARST EN WOEVRE SEPTENTRIONALE Cette première partie se propose de faire le point des quelques connaissancesrécemment acquises sur les calcairesoxfordiens des Hauts-de- Meuse,les argilesà intercalationscarbonatées de la plaine de la Woëvre,et les calcairesdu Bathonienmoyen-supérieur. 1. Problème de la karstification des calcaires des Hauts-de- Meuse Nous avonsécrit, dans la premièrepartie de ce travail, que les traces d'une kartogénèseétaient pratiquement absentes des Hauts-de-Meuse. Quelques découvertesponctuelles ont pourtant étê réaliséesces dernièresannées et pennettentde poserquelques timides jalons. Il faut dire que la prospectiondu massif est rendueparticulièrement difficile par les conséquencesdes combats de la première guerre mondiale qui ont 282 bouleverséle terrain et transforméla "Zone Rouge" en un secteurserré de replantsrésineux. a) Observations de quelques sites Sur la limite suddu massif(figure m-1), les travauxde I'autorouteA4 nous ont permis de repérer un petit drain karstique de section quadrangulairedécimétrique, établi dans les calcairessublithographiques à débitsmameux du "Séquanien"basal. Sa partie inférieureétait colmatéepar un remplissagesablo-argileux sur lequel s'écoulaitun mince filet d'eau : aussi ce témoin a-t-il été condamnéavant qu'une étude puisse être entreprise.Il confirme toutefois le caractèreaquifère et éventuellement karstique des formations de I'Oxfordien supérieuren rive droite de la Meuse. A proximité immédiate,mais en rive gauchedu fleuve, on observesur la commune de Belleray- carrièresde la Falouse- de petits conduits karstiquesgros commele poing. Ils ne sont pas drainéset soulignentle contact entre le < Fig.III-l LE KARSTElI }IOEVRESEPTENTRIOT{ALE: LOCALISATIOI{DES EXEMPLES ETUDIES. Interfl uve Loi son-Meuse Forêt de Jaulnay N STENAY-r I Interfl uve Loison-Orne Belleville ETAIN Abbéville-les- A Conflans Bois de Parfondrupt La Falouse Le Rozelier 0 Cotff.lERCY- 284 Cette chronologie qui ne constitue qu'une hypothèse de travail concorderaitavec le fait que ( l'érosionkarstique... est intimementliée aux processusfluviatiles qui déterminent,par I'intermédiairedu creusementdes vallées, le niveau de la nappe infrakarstique> (J. F. Tricart L952). Avec < b) Essai d'interprétation En attendantces précieux résultats,les quatreexemples de karstifica- tion oxfordiennemontrent : - qu'il a existéun karst oxfordien,fonctionnel au moins jusqu'au Riss, et peut être encorependant une partie du Wûrm ; - que ce karst n'est plus fonctionnel, et que les conditions hydrogéologiquesactuelles ne pennettentpas son décolmatage; - qu'il s'est surtout développédans les faciès coralligènes,mais qu'en fonction des conditions locales d'alimentation amont (développementde I'aquifère"Séquanien", compresse humide ou aquifère-relaisdes systèmesde terrasses)et des conditionsde fissuration,il a pu affecterd'autres.faciès. Plusieurs facteursjoueraient donc pour expliquer I'absence de karstificationactuelle, ou tout au moins sa localisationprésumée à la basede la sérieoxfordienne. En premierlieu, I'essentielsemble s'être joué au niveau de la vallée de la Meuse,et plus accessoirementsur le front de la cuesta,car tousdeux ont participéà la vidangede I'aquifèreoxfordien. Après avoir marquéun long palier dansl'encaissement de sa vallée (usqu'au Mindel? - J. C. Bonnefont1975, D. Harmand1989), la Meuse s'est enfoncéeplus rapidement; puis après avoir encore déblayéles alluvionsdu paléo-talwegde la "Moselle-Meuse",elle s'estmise à remblayer lors du Quaternairerécent et de I'Holocène. En liaison avec le rythme variable de la surimposition du fleuve, la nappe oxfordiennea pu connaîtredes phasesde stabilisationet servir à plusieursreprises de niveau de baseà la karstification; mais la tendance généraleétant à I'encaissement,ces drains sont aujourd'hui non fonctionnels et souventfossilisés par un importantcolmatage. En revanche,la fin de I'encaissementmosan depuis le Quaternaire récent peut reconstituer,sous les alluvions du fond de vallée, un nouveau front souterrain de corrosion: les observations des hydrologues concorderaientavec la réalisationde cettenouvelle phase de karstification. En secondlieu, les conditionsd'alimentation de I'aquifère oxfordien sont devenuesrapidement médiocres en rive droite du fleuve: l'étroitesse des Hauts-de-Meusen'offre plus - en dépit de précipitationslocalement renforcéespar le relief-qu'un impluvium de faible enverguredu fait de la réductionde la couverture"séquanienne". 286 Cet aquifère "Séquanien"est aujourd'hui réduit en extensionet en puissance,et I'alimentationpresqu'uniquement pluviale descalcaires sous- jacents: - ne profite plus ni d'apports complémentaires,ni d'une concentrationdu ruissellementsur quelquesfissures ou ouvertures privilégiées, - ne profite plus de I'effet de la compressehumide qui étalait les apportshydriques dans le temps. Aujourd'hui, la surfaceet le tempsde contacteau lroche sont accrus par la traverséed'une puissantezoîe non saturée(80 à 100m d'épaisseur): - l'énergiemécanique des circulations se disperseen frottementsle long des innombrablesfissures, et le paléo-karstne peut être décolmaté, - la saturationdes eaux I'emporte sur leur agressivitéet un karst éventuel ne peut se développer qu'à proximité du mur imperméablequi recueillele maximumd'écoulements, c'est-à-dire en fond de vallée. En l'état actuelde nos connaissancesfort réduites,le karst desHauts- de-Meuseapparaît éuoitement lié aux fluctuationsde la nappeoxfordienne et au décapagede la couverturesemi-perméable "séquanienne". 2. Mardelles ou "mares" de la Woëvre En Lorraine, ces formes particulièressont assez répandues,et localementelles peuventêtre associéeset former de véritables"champs de mardelles". a) Définition < ( mardelles de la Woëvre où affleurent les marnes oxfordiennes et calloviennes> (G. Colin et A. Godard 1962). Deux remarquespréalables s'imposent, à la lecturede cesdeux articles, résumantles observationsréalisées sur les confins orientauxet occidentaux de Lorraine: - implicitementles auteursdifférencient les dolines caractérisantles faciès calcaires,des mardelles caractéristiques des facièspeu ou non carbonatés; - les auteurs du second article- qui géographiquementnous intéresseplus particulièrement- reprennent,pour désignerle substratumde la Woëvre, le terme de marnesqui nous semble impropre.Le termed'argiles (Argiles de la V/oëvre)nous paraît plus adéquatet confèreune plus grandeoriginalité aux mardelles. Nous noustiendrons à cesdistinctions, réservant le terme de mardelles aux dépressionsnaturelles caractéristiques d'un substratumlithologique à dominantenon carbonatée.Nous nous éloignonsainsi de la proposition retenuepar la CommissionFrançaise des PhénomènesKarstiques (1972), pour laquelleune mardelleest une < doline...enrobée de dépôtssuperficiels argileux imperméables>>. Nous excluronsenfin de cetteétude les soi-disantmardelles résultant de la retouche naturelle d'excavations d'origine anthropique (anciens abreuvoirs,trous d'obus, fosses d'exploitation d'argile, "fonds de cabanes" ou autres).Ces formes existent, c'est indéniable,et c'est ce qui a fait couler beaucoupd'encre. b) Observations et interprétation Ceci étant, la question de I'origine des mardelles en Woëvre septentrionale- karst ou pingo périglaciaire- ne pose aucun problème particulier, commeva le démontreren premier lieu un exempletiré de I'article de Colin et GodardÉexaminé à la lumière desnouveaux levers de la cartegéologique 1/50.000e de Briey (1982). La réinterprétation du site ("complexe d'argiles et marnes bathoniennes"de la région d'Abbéville-lès-Conflans- figure III-2), fait apparaître que les mardelles se localisent essentiellementsur <(une alternancede marnes noires ou grises et de bancs de calcaires argileux finement cristallins, parfois coquilliers>> de 5 m d'épaisseurmaximum : il s'agit de la Caillasseà Rhynchonelles. Fig.III-2 LESI,IARDELLES DANS LE BATHONIENffi m 1-.*-:J .-.r' :.. r-,- Abbéville-lêS- - /-/conttans L-2".: I Kl,l (d'aorèsG.Colin et A.Godard1962'et la àeuxièmeédition de la carte géo- logiqueau l/50000 èmeBriey,lg8z)' E l'larnesà RhynchonelI es supérieures t:] Caillasseà RhYnchonelles','- E Marnesà Rhynchonellesinférieures Coursd'eau i:'''tï':i i.... : :! Forêt o Mardelle 289 Ce niveauest encadrépar les Mames à Rhynchonellessupérieures et inférieuresplus argileuseset peu ou pas consolidées.Les dépressions cartographiéessont bien des mardellesdont la genèseest liée à la présence d'un ou de plusieursbancs de calcaireminces, sièges de circulations souterraines. La figure m-2 montreen effet que cesmardelles : - se localisentle plus souventen tête d'un réseauhydrographique temporaire,car lié au faible développementdes bancs calcaires, - qu'elles dominentce réseaude quelquesmètres, ce qui suffit à générerun gradienthydraulique indispensable à la circulationde I'eau souterraine, - qu'elles peuventaffecter parfois la formation non carbonatéesus- jacente. Il s'agit donc de formesde suffosionaffectant un micro-karstcouvert. L'interfluve Loison-Orne(P. Gamez-F. Hall 1991) nous en offre un secondexemple démonstratif (Figure ltr-3 a et b). Les collines argileuses du Callovien inférieur - en milieu essentiellementforestier - sont ponctuéesde mardellesqui se localisentsur desreplats étendus ou restreints à une rupture de pente sousun sommet.Elles forment en For€t Domaniale de Spincourt trois ensemblesqui s'étagent à 245 m, 230 m et 220 m d'altitude. Elles correspondentà autant de niveaux de Pierre d'Eau qui drainentla massesableuse gypsifère des Argiles de la V/oëvre. A proximité, dans le Bois de la Viécourt, le drainagede la masse argileusepar I'induration calcaro-gréseuse,est efficace, et garantit à la mardelleun plan d'eau pennanentdont les flucfuationsont crééune incision versI'aval. Il s'en échappeun ruisselettemporaire qui imbibe le versantet favorise les mouvementsde masse.La cicatriced'un arrachement,en recoupantla Pierre d'Eau, a évoluéen secondemardelle à alimentationdouble : - autonomepar le niveaucalcaire recoupé, - assistéepar les débordementsde la mardellesupérieure. En périodehumide, ce systèmealimente en contre-basimmédiat le karst de la Dalle d'Etain. De cesexemples, il est possiblede retenirune deuxièmecaractéristique de localisation des mardelles; elles sont aujourd'hui une forme essentiellementliée à la pÉsencede la forêt qui fournit le COzbiologique et les acides humiques favorisant la corrosion des minces intercalations carbonatées. 290 Ë =ÊF(U t/ I '' ,l E ai ' h (^ 3 -O./ ''rc= r^ËE- (.' )'9- c' -) r-/ t-d- -'' M '-/ ;\ Ë--)ba:k 7 \l:-if _i,-#, ...: \ O= ---j -"/"=- a, \ or- t^ J/--- /\ i) l=r-l -vr-\ \ il',', "rE )l I r) r\. lr I h€{ .-' /\ ryËu$ 6RÆ\^)l -/ç, /-vr' ,,:1:ir,#-.ç ( tÀ-^--l-tffi /(E (- -l rl ,!ln-" zll (/\ -l ..*t.t ."È$\ ,.it; \ t I I {_:i I 29r 'WoëvreUn repérage plus large de cesformes montre qu'elles caractérisent,en septentrionale,les secteursde transitdes sédiments quaternaires, au détrimentdes zonesd'accumulation. Elles sontpar exemplepratiquement absentesde la valléede la Thinte parceque : - I'armaturedes Argiles de la'Woëvre est plus fréquentedans le Callovien inférieur, - la présencede forts recouvrementsde grève calcaire pennet une rapidesaturation des eaux de percolationqui ne corrodentguère les Pierresd'Eau. Si elles sont absentesdes zones de labours,on peut penserque c'est égalementen raisonde leur fragilité qui les exposeà un rapideeffacement par les travauxagricoles. Quoiqu'il en soit, les mardellescaractérisent un micro-karstvert. Enfin, dernière caractéristique,ce sont des formes récentes qui caractérisent,on vient de le voir, les secteursmorphologiques de transit. C'est ainsi qu'au sud-ouestd'Etain, dans le Bois de Parfondrupt (Colin-Godard1962),les mardelles jalonnent entre 205 et 215m d'altitude des niveaux de "terres blanches"- limons argileux décarbonatés- attribuésau Wûrm récent(P. Géhin- M. Sary 1979). Les mardelles de la Woëvre septentrionalesont donc des formes fragiles d'un micro-karstcouvert, forestier et récent.Leur grand nombre (plus de 10.000dans le seul départementde la Moselle d'aprèsDelafosse, Guyot et Bellard) montre qu'à l'époque actuelle<< le systèmed'érosion tempéré...est caractérisé...par une érosionchimique, eui, bien que moins développéeque sous les climats plus chauds,joue cependantun rôle primordial > (J. Tricart 1952). Cette érosion chimique,indissociable du modelé karstique,peut se développerdans des unités calcairesde très faible épaisseur(ordre décimétrique)et sous un gradienthydraulique faible (ordre métrique à décamétrique). I-es mardellestémoignent également de la réalité des circulations hydriques dans un matériau généralementconsidéré comme globalement imperméable. Mais une spécificité de la Woëvre septentrionale- le Callovien inférieur plus particulièrement- est de posséderdes argiles à texture sableuseet micacéecomportant un matériautrès hydrophyle (le gypse)et de véritablesmèches (les Pierresd'Eau). Formes fragiles, que quelqueslabours peuvent effacer et que des mouvementsde massepeuvent probablement niveler, elles ne sauraientêtre antérieuresà la dernière période froide. Il est en effet difficile de concevoir: 292 - que les circulationssouterraines qui les engendrentsous une faible épaisseurd'un matériautrès hydrophyle aient pu se mainteniren periodede gel intense, - que les phasesde réchauffementdes différents cycles quatemaires aient permis le maintiende ces formessur un matériausensible à la gélifuxion. Il sembledonc que ces formes soient essentiellement d'âge Holocène. 3. Karsts bathoniens Depuis leur apparitionà Etain, les calcairesbathoniens courent en limite sud-estet est du bassin-versantdu Loison,puis suivantI'inflexion généraledes auréolesjurassiques, franchissent la Meuse vers Stenayet s'étendentvers I'ouest en rive gauchedu fleuve. Ils couvrentdonc dessecteurs d'évolution morphologique variée et les karstsqu'ils recèlents'en ressentent.Nous en présenteronstrois exemples qui nous paraissentcaractéristiques de cette diversité et posent des problèmesd'évolution différents. a) Karst de I'interfluve Loison-Orne Le premier exemple concernele karst de I'interfluve Loison-Orne (figure Itr-l, P. Gamezet F. Hall 1991). Commeles autrescas présentés,il est représentatifdu karst couvert bathoniende ril/oëvreseptentrionale : - géologiquementpar sa couverturecallovienne reposant sur la Dalle d'Etain calcaire, - morphologiquementpar I'assujettissementdes formeskarstiques de surface (dolines, gouffres, pertes d'eau), au contact stratigraphiquepré-cité, - hydrologiquementpar I'existence d'écoulementssouterrains associantune hydrodynamiquede nappeà une hydrodynamique karstique. D'un point de vue particulier, le karst de I'interfluve Loison-Omeest unique par son rattachementau bassinmosellan via I'Orne, et original par sonévolution. Il forme tout d'abordune percéehydrogéologique classique associant despertes d'eau, un écoulementsouterrain et desrésurgences. Fi9. lI I-4 PLAGESDE YARIATIOI{SDES TET{EURS EII CAREO]IÂTEsET EII ilATIERESEil SUSPEilSI0I{DE qUELQUESEI,IERGEI{CES DU 293 BASSII{-YERSAIITDE L'ETAI{GD'Al,lEL (janvier-oars 1990) < r.0 Ê ) C - o.r rl t, Il tf tl ll rl rl 30 35 IH' Fràncris rv^P0ll^ï t0N PRECIP ITAT IONS t- @rnrrvr FRONTIEREDU , sous-sY5TËHE AQUIIiEREEPIKARST IOUE AQUIFENE INFILTR^floN EPIKARSTTQUEI EXUTotRE I EVENIUEL L+ EPIK^RSTlOuE I TEHPOR'\IRE - u o u F e ION É F INF ILTRAT F J - RAPIDE r o - z U u z = o u N F crrEtll llEE O'ÊQUILIBNE I = o FRoltIlEiltSDrl it ct tF-!ttilEt: s0u5-SYSIEIIE - O'EQUILlBRE KARSTNOYE i1 I !l - L\lt\ -l I onlrHs| sYsTEl'tEsAtlHExEs I I ll I EXUTOTRESPEREN}IES DU SYSTEIGXANSTIQUE NUISSELLEI1EIITDE SURFACEVEIIS L'ETANG O'AHEL Fig.III-5 SHEI'IATISATI0NDESECOULEMENTS DANS LE BASSII{-VERSA}ITDE L'ETANGD'AI'IEL (i nterfl uveLoison-0rne ) 294 I-e fonctionnementactuel de cette percéepermet de distinguer une organisationlongitudinale particulière en trois zones: - à I'aval, le barragehydraulique de l'étang d'Amel (figure ltr-3a) a entraînéla submersionde la zone d'évacuation.Les émergences naturelles(56-57) sont aujourd'huisituées sous le plan d'eau artificiel.Hormis en périoded'à-sec, on ne constated'écoulement que dansla Fontaine-lavoirde Senon(S19). La faiblessede ses débits (60 à 0,1 Vs), sa forte minéralisationet sa forte turbidité hivernale (figure III-4) montrent qu'elle ne fait qu'écréterles écoulementsdu karst et de la zonecalcaire noyée. Ce barrage favorise I'extravasementdes eaux par des dégorgeoirstemporaires faisant office de cheminéesd'équilibre, telles les dépressions58 - 58 bis - 516 - 522 faiblement marquéesà la surfacedu calcaire; - une zonede ruissellementsouterrain voit sesécoulements bloqués à leur tour par la rechargehivernale de Ia zone d'accumulation deseaux. De simplesfissures, ou desgouffres, qui ne sonten été que de simplesregards non actifs, se transformenten hiver en dégorgeoin.A Varmonlieu(S5) les fortesamplitudes des charges dissouteset en suspensionprouvent la double alimentation, karstiqueet de nappe,de ce gouffre; - une zone amont qui est alimentéepar des pertes, recueille le ruissellementdes argiles en milieu forestier. Ces eaux sont faiblementminéralisées et faiblementturbides (S1). Pourtantces pertes d'eau sont colmatéeset débordentrégulièrement pour engendrerdes circulationsen surfacede la Dalle d'Etain. Comme sont égalementcolmatées les dépressionsformées (S9 - Sl0) ; mais I'ennoyementper-ascensum de leur fond prouvequ'il s'agit de formes fossilesqui restenten continuitéhydraulique avec la zoîe de ruissellementsouterrain engorgée. L'arrêt des précipitations,la diminution des apports de surface permettentsuccessivement : le dénoyagerapide de 59 et S10,puis de la perteS1, - le tarissementdes dégorgeoirsde la zoîe de ruissellement souterrain(S5), - le tarissement plus tardif des émergences de la zone d'accumulation(S8-8 bis - 16 et 522), en liaison étroite avec les variationsgéométriques et volumiquesde la zonenoyée. 295 Cette zonationlatérale correspond à une zonationverticale qui répond à la notion de systèmekarstique proposée par A. Mangin (1974-75).On retrouveeffectivement du haut vers le bas (figure III-5) : - desapports non karstiquesruisselant sur les argilescalloviennes, tlpiques d'un karst couvert, - un sous-systèmed'infiltration comportantun aquifèreépikarstique (Flamauvau- S21) à débitsmodestes, avec une minéralisation, élevéeet stable,une turbidité faible. Ces apportsd'infiltration lente se conjuguentaux apportsde I'infiltration rapide (ouvertures karstifiées)pour donnerun ruissellementsouterrain, - un sous-systèmede karst noyé à drains karstifiés transmissifs, évacuantle ruissellementsouterrain temporaire et I'eau de systèmesannexes capacitifs. Ces dernierscontribuent ainsi à la pérennitédes écoulementsde certainesémergences (56 - 57 - S19).Une zonede fluctuationverticale, dont le niveaudépend de l'état hydrologiquedu système,ménage la transitionentre les deux sous-systèmes. Ces caractéristiqueshydrologiques et morphologiquesnous paraissent imputablesà des modificationsrécentes, d'origine anthropique,d'une dynamiqueoriginelle. La dynamiqueoriginelle, active, explique: le décapageimportant du couvertargileux Éduit le plus souventà moins de quinzemètres, - la présencede nombreusesdépressions fermées et d'une organisa- tion descirculations de type karstique, - le rattachementde ce petit bassin-versantde 11 km2 au niveaude basemosellan ainsi que salocalisation dans un secteurmoqpholo- gique d'entaille du substratet de transit des matériauxpérigla- ciaires. Mais cette dynamiquenous sembleavoir été récemmentmodifiée par desfacteurs essentiellement anthropiques qui sont: - une importantedéforestation qui pounait remonter aux premiers siècles de notre ère (importante agglomérationgallo-romaine à Senon).Elle se seraitpoursuivie au Moyen-Age,accompagnée de surpâturage,comme I'atteste la toponymiepartiellement reportée sur la figure III-3a (Les Clairs Chênes,la Grande Hache, le Chanois,le Haut desSorts, le Bois d'Houdelaucourt,la Tranchée 296 du Pâtis...).La conséquenceen seraitla destabilisationdes versants argileux et le colmatagedes ouvertureset drainskarstiques ; - I'installation vers 1280 de l'étang d'Amel profitant, sur son substratcalcaire et non argileux cornmeailleurs en Woëvre, des émergencesnaturelles du systèmekarstique (56-57). Les écoulementssouterrains sont aujourd'hui bloqués par le mur hydrauliquede l'étang. Ce karst artificiellementbarré, venant après l'étude de la localisation particulièredes mardelles (supra) illustre bien le proposselon lequel < b) Karst de I'interfluve Loison-Meuse Le deuxièmeexemple de karst bathoniena trait au karst de I'interfluve Loison-Meuse(figure m-1). Dans cette région, la Dalle d'Etain a été différemmentkarstifiée selon qu'on I'observecôté Loison ou côté Meuse(figure m-6). Côté Loison,les phénomèneskarstiques dominent la seulerésurgence connue, à Louppy-sur- Loison, de 40 à 60 mètres.Ils y ont une ampleuret des caractéristiquesque I'on ne trouvepas sur I'interfluveLoison-Orne : - dolineset dolines-pertesatteignent parfois 50 m de diamètre,et s'enfoncentd'abord de 5 à 10m dansla couvertureargileuse, puis dansles calcairessur une quinzainede mètres; - les regards(gouffres ouverts) sont une forme fréquente,tandis que nombreusessont les pertesd'eau pénétrablesqui conduisent rapidementà un cran de descente,comme par exempleà la Grotte du Siphon (figure III-7) ; - les écoulementsdans les ravins qui entaillentles versantsargileux ont créé en pied de versantde véritablesvallons aveugles.Ces ruisseaux temporairesn'atteignent plus que très rarement la contre-pented'aval; la pertedes eaux s'effectue aujourd'hui une bonnecentaine de mètresà I'amont. Ceci témoigned'un recul généralisédes versantset des pertes d'eau sousI'effet d'un niveau de baseactif. Commedans le cas de la Grotte du Siphon,nombreuses sont les ancienspoints d'absorptiondont les entrées actuellementSnétrables ne sontplus drainées. t07 .l E Ol zç .= q Ë ,rl xvl g o E=G' o' :rt Prt vl llt-o o CL flruE CL IE lo o lll-= E '[ = cr çn ll G)6J .F. f, .r L -c.+t or L.r CLÉ = roGt |!tE q-o L,,n E- EDL .rllt (, O€JcL> tro 'r' otr +r (ll .rO (. Et É.r- () rÉ ou +, a (J .SO .F ct +, .r" É, L ctlE 'F +, cÉt Êct iT t'; s / o ,tl .-O OL EJJIF(D at1 q- +, I ===L gr Lr- r:.1 s o rll ='F to +, st I O.É O-L 9Erg i' tr -E P|cio .FLP .tr = Cn FOCr! ctutg Ê'lo 'o ia ) 298 gro gr o $J o o l! Àl! U'' Ét v', o6 .go.sE a Eo faei v o4 ,l =i r.3 I tr- ti f- Fo, tl [. 299 Côté Meuse par contre, dolines et pertes colmatéessont la forme dominante,tandis que les gouffresouverts sont rares. Tous cesphénomènes ont une taille réduite pratiquementde moitié par rapport à celle que l'on rencontrecôté Loison, et les écoulementssur versantsargileux courent jusqu'au bout desvallons aveugles.Tous cesphénomènes dominent la seule résurgenceconnue à ce jour (la Somme-Fosse)d'une trentainede mètres seulement,et la Meused'une quarantainede mètres. Plusieursfacteurs peuvent expliquer une dynamiquequi sembleplus activecôté Loison que côtéMeuse, alors que le premiercoule à 180-185m d'altitudeenviron, et quela secondea établison lit à 166-170m d'altinrde. Sorti de la cuestaoxfordienne à Dun-sur-Meuse,le fleuve s'écoule ensuitesur les argilescalloviennes puis à la surfacede la Dalle d'Etain qu'il entamesur moins de 10 m d'épaisseur: son alimentationet son aptitudeau creusements'en trouventdonc réduites. En amont-pendage,le Loison profite par contre de conditions structurales,morphologiques et hydrodynamiquesplus favorables.La remontée des assisesbathoniennes sur le flanc nord du synclinal de Luxembourg,dans une zone affectéepar le soulèvementardennais (axe de soulèvementde Monunédy),fait qu'il s'est surimposésur la Dalle d'Etain. Celle-ci est donc perchéesur une partie de soncours et se déverseen rive droite, déborde en rive gauche. Des conditions morphologiqueset rhéologiques,résumées sur la figure II-19, déterminentun régime de détenteen rive gauchede la rivière et de compressionsous les 50 à 60 m d'argiles de I'interfluve. Cette compressionfavorise I'imperméabilisation relative de la série carbonatéevers I'ouest et la Meuse. De ce fait les écoulementssoutenains peuvent se faire vers le Loison, bassins-versants topographiqueset hydrogéologiquessemblant confondus comme I'indiquent les traçagesréalisés (figure ltr-6). Ce secondexemple démontre que les conditionsde réalisationd'un ni- veau de basefluvial sontfondamentales pour I'organisationdes écoulements et du relief karstiques,mais que conditionsstnrcturales et morphogénétiques de surfacepeuvent en contrebalancerles effets. Le troisièmeet dernierexemple de karst bathonienen Woëvre septen- trionale serapris en rive gauchede la Meuse,à I'aval du précédent(figure m-1). c) Karst de la forêt de Jaulnay Le kant de la forêt de Jaulnaya êtêdécouvert il y a peu de tempspar le GroupeSpéléologique des Ardennes (G.S.A.) qui a courtoisementaccepté denous associer à sespremières recherches. Fig.III-8 m LE KARSTBATHONIEN DE LA FORETDE JAULNAY -loo - courbe de niveau r9s altitude a, l----J forêt o Iocalité o perte d'eau Y gouffre --- tracage l-t l-l hautes terrasses Effi complexede la noyenneterrasse 2Km +N 30r Il occupe une position de lobe de méandreencaissé entre 200 m d'altitudeau sud et 276m au nord,la Meuses'écoulant entre 165 et 167m d'altitude. Il est en partie longé à I'ouest par la Wame, et à I'est par le Ruisseaude Cesse(figure m-8). La Meuse y a entaillé toute la série stratigraphiquedu Callovien au Bajocien moyen, et contrairementà ce qu'indique la carte géologique (1/50.000e Monunédy-Francheval'Woëvre1982), le lobe de méandreest encore recouveftpar les Argiles de la sur lesquellesD. Harmanda pu retrouverdes éléments des hautes terrasses du fleuve (attribuéessans plus de précisionau Quaternaireancien). En contre-bas(30 à 50 m selonles endroits)subsistent des placages attribuésau complexede la moyenneterrasse. Les émergencesconnues se situent au niveau des alluvions de la moyenne terrasseinférieure (le Sourd) et pour I'autre au niveau des alluvions de la moyenneterrasse supérieure (Pont-Gaudron). Nous aurions donc eu un décapagepartiel des argiles au Quaternaireancien, la Meuse étant encorepeu encaisséeet coulantdans une vallée large et pratiquement rectiligne,puis un enfoncementprogressif avec réalisation du méandreau Quaternairemoyen et récent. La karstification de ce petit massif n'intervient,au mieux,qu'après le dépôtde la hauteterrasse et sonentaille, et plus vraisemblablementen relation avec le complexede la moyenne terÏasse. Les phénomèneskarstiques se distribuenten fonction de la morpho- structure. Au nord, là où les dépôtsalluviaux sontles plus ancienset où le toit du Bathonienest à 100m au-dessousde la Meuse,les dépôtsalluviaux sontles plus ancienset souventles plus minces, et le recouvrementcallovien n'excède pas une dizaine de mètres au maximum. Les phénomènes karstiquesne sont plus fonctionnels,et ne sontplus représentésque par de rares gouffres et une grandequantité de dolines,ainsi que par quelques mardelles.En allant vers le sud, les phénomèneskarstiques suivent Ie plongementgénéral des couches, accéléré ici par une flexure : - le recouvrementcallovien atteint 20 à25 m de puissance, - les dépôtsalluviaux sont plus discontinusmais peuventatteindre localement2 m d'épaisseur, - les gouffres-perteset les dolines-pertestemporaires sont plus nombreux. 302 I-a présencede cesdépôts alluviaux siliceux coiffant le Calloviendrainé par des Pierresd'Eau, renforceI'effet de compressehumide sur la forma- tion calcaire. I-es incertitudesde la carte géologiqueet notre manque de connais- sancesprécises relatives à ce petit massifrendent pour I'instant peu compré- hensiblesles modesde fonctionnementde I'aquifère karstiqueet la genèse desphénomènes associés. Signalonssimplement que quelquesmembres du G.S.A. ont pu constaterà leurs dépens(uillet 1988)qu'un réseauà polypuitsparallèles connaissaitdes mises en chargesd'une soixantainede mètresen I'espacede deux heures.Outre la brutalité et I'ampleur d'un phénomèneauquel les karstslorrains ne nous ont pas accoutumés,on noteraque la Dalle d'Etain est donnéedans cette r,égion pour une trentainede mètresd'épaisseur ! Conclusion Quoi qu'il en soit exactement,le karst de la Forêt de Jaulnay confirme : que les karsts de Woëvre septentrionalesont ou ont été du type karst-couvert, que cette couverturesédimentaire ou détritique fournit actuelle- mentI'essentiel des apports hydrologiques, que son absenceou sa forte réductionsignifient le plus souventla décrépitudedes formes et circulationskarstiques, que la réalisationd'un fort gradienthydraulique détermine large- ment, en liaison avec la couverture,les grandesmodalités de la karstification. Les niveauxde terrassesalluviales de la Meusereprésentent donc une magnifique opportunité de calage,même encore grossière,des différents karsts inédits et peu explorésqui confinent à la V/oëvre septentrionale. L'étude plus fine de leurs intenelationsdevra être plus pousséeà I'avenir. Nous voudrionsinsister sur le fait que plus on serrede près I'axe de drainageÉgional majeurqu'est la Meuse,et plus les phénomèneskarstiques paraissent être anciens. Ceci est à rapprocher de trois observations formuléespar D. Harmand(1989). 303 La premièreest qu'avantde se surimposersur le reversoxfordien, la Meuse aurait été successivementadaptée aux lignes de cuestaqu'elle dégageaitsur sa rive gauche: cuesta du Turonien, d'Argonne, du Portlandienpuis du "Séquanien". La seconderemarque découle en partie de la première : plus on va de I'amont vers I'aval et de I'est versI'ouest, plus les alluvionsanciennes ont été conservéesà desaltitudes relatives fortes au-dessus du fleuve. La troisième est que la Meuseaurait longtempscoulé à une altitude sub-égale,puis tÈs légèrementinférieure à celle des Hauts-de-Meuse,avant de connaîtreune phased'enfoncement rapide. D'où I'idée d'un dégagementrapide et "récent" de la cuesta oxfordienne,selon une argumentationque I'on trouveradans I'ouvrage cité. Si cetteargumentation se vérifiait, les karstsde la Woëvre septentrionale,et plus particulièrementceux du bassindu Loison seraient"récents". Constatonssimplement que les mardelles du Callovien sont vraisemblablementpost-glaciaires, que le karstde I'interfluve Loison-Ome est typé par un environnementmorphologique attribué au Quaternaire récent,et que l'émergencedu karstde I'interfluveLoison-Meuse se trouve, côté ouest,à la mêmealtitude que les alluvionscontemporaines de la capfure de la Moselle. II - LE KARST DE L'INTERFLUVE LOISON.OTHAIN L'interfluve Loison-Othainforme, aprèsles Hauts-de-Meuseet la dépressionde Woëvre,le troisièmetype de milieu particulierdu bassindu Loisonen'Woëvre septentrionale. Il développeune originalité géologiquemarquée par de forts contrastes lithologiques entre les argiles calloviennestendres, globalement imper- méables,et le calcairede la Dalle d'Etain résistanteet globalementper- méable. Le jeu d'une tectonique complexe conditionne le comportement hydrogéologiquedu substratumet détermineune hydrographieparticulière (cf. : premièrepartie de ce travail). Ceci favorise le développementd'une morphogénèsed'entaille différente de celle de la plaine de la rù/cËvre. La mise à I'affleurement des calcairesbathoniens détermine une karstogénèseactive qui s'inscrit à sontour dansla dynamiqued'entaille. 304 l. La morphostructure de I'interfluve Loison-Othain Après avoir étudié les grandstraits du relief, nous insisteronsplus particulièrementsur I'influence déærminantede la structure,avant d'étudier les caractéristiquesdes principaux éléments du relief. a) Les grands traits du relief L'interfluve Loison-Othainest constituéd'un ensemblede collines reliéesentre elles par descols plus ou moinsétroits. Les versantsaboutissent soit directementau fond destalwegs, soit sur desreplats qui dominentd'une hauteurvariable les fonds d'entailles(annexe III-1). Deux secteursse différencientnettement à I'amont et à I'aval de Dombras. A I'aval, les sommetsdes collines ont desaltitudes sub-égales de I'ordre de 280 m. Les versantsse raccordentau fond des vallées par un replat intermédiaire.Côté Loison, il affecte souventla forme d'un glacis, entre 220 et 200 m, qui se raccordeaux valléespar un petit ressautde quelques mètres; côté Othain,il forme I'amorced'un plateaufortement entaillé par les affluents de rive gaucheet, entre 260 et 280 m d'altitude, il domine la rivière de plus de 60 m. A I'amont de Dombras,les sommetss'abaissent vers 260m d'altitude. Côté Loison, les versantsse raccordentdirectement au fond desvallées vers 200-205m; côté Othain, ils se raccordentà un plateau qui, vers 240-250m d'altitude, dominela rivière d'une trentainede mètres. La dissectionde I'interfluve présenteégalement des différences significatives.Dans la zoneamont elle se fait par l'intermédiairede vallons rectilignesà versantsraides. Dans la zone aval, I'originalité des entailles tient à leur forme évaséeen vastesamphithéâtres cernés par les collines argileuses,dans les fl"ancsdesquelles s'inscrivent des formes secondairesen hémicyclesappelées rondvaux ou fond de vaux. Côté Loison, le fond de ces amphithéâtresest entaillé par desvallons à faible encaissementdont les interfluvesdéterminent des glacis. Du côté Othain, où ces dépressionssont plus largementouvertes sur I'amorce du plateau,les vallonssont nettement plus encaissés. I-es versantsde I'interfluve sont plus raidescôté Othain où ils forment un véritable talus dominant I'amorce de plateau,alors que côté Loison ils affectentle plus souventune forme convexe. 305 b) L'influence de la structure Deux coupes,I'une transversaleà I'interfluve, I'autre parallèle,vont nous pennettrede présenterles grandstraits de la morphostructurede cette région. M orpho s truc tur e tr ansver s al e La coupede la figure I-84, établieen aval de Dombras,enhe Dimbley et Rupt-sur-Othain,montre les principauxéléments morphostrucfuraux de I'interfluve. Côté Othain,ceux-ci sontlargement déterminés, comme dans tout ce secteurdu Pays-Haut,par la présencede paliers tectoniquesdus à la présencede failles ou flexures de direction SO-NE (annexe I-1) qui interrompentla régularitédu pendagedes auréoles sédimentaires. Là c'est une faille qui, centréesur la vallée de I'Othain, abaisseson compartimentsud-ouest (rive gauche): cettevallée est donc de faille. Sur le compartimentde rive droite, relevé, l'érosion a décapéles argiles callovienneset biseautéles calcairesbathoniens. En rive gauche,sur le plateau, sont conservésquelques lambeaux argileux.La vallée entaille les calcaires,ce qui expliquela raideur du talus situéà contre-pendage. Ceneincision est égalementdéterminée par la présencedu synclinalde Mangiennes,ondulation mineure sur le flanc nord du synclinal de Luxembourg.C'est pourquoi vers le sud-ouest,dans I'axe de cette ondulation,I'Othain n'est pas encaissé,alors que plus on remontevers le nord, plus I'encaissementprend de I'ampleur.Il finit par donnerune entaille de toute la sériebathonienne et d'une partie du Bajocien, ce qui détermine un petit relief de cuestaen rive gauche.L'approfondissement de la vallée s'accompagned'un développementdes valléesaffluentes dont I'entaille remontejusqu'au pied descollines argileuses : sur le plaæau,le déblaiement deslanrbeaux argileux est facilité, de mêmeque I'attaque des versants sur les collines de I'interfluve. Les formes des amphithéâtresy sont donc plus fuyantesque du côté Loison, et les versantsargileux restent,malgré tout, raidesgrâce aux armaturesinduÉes (Pierresd'Eau). On retrouveégalement le poids de la tectoniquecôté Loison, mais sous la forme d'une flexure. L'entaille des affluents s'exerce essentiellementsur les argiles, n'incisantque localementle sommetde la Dalle d'Etain jusqu'aux abordsde la flexure qui limite le palier tectoniqueau sud-ouest.C'est en amont de ceffeflexure que se développentles entaillesen hémicycles,dont les versants raides comportentde petits ressautstémoignant de I'armature indurée des 306 Pierres d'Eau. L'accentuationdu palier de flexure en aval de Dombras facilite vers I'amont le décapagede la couverturecallovienne, la mise à I'affleurementde la Dalle d',Etainet sonentaille sur quelquesmètres par les affluentsdu Loison qui est bloquésur le palier inférieur. Les vallonssont donc évaséset, entreleurs versants, la Dalle d'Etain affleure en surfacesubstructurale ou en glacis de revers. M orpho s truc tur e or thoc linal e Du fait de la tectoniquecassante à orientationmajeure NE-SO, des modificationssecondaires apparaissent dans les élémentsmorphostructuraux majeursdéfinis précédemment(figure I-8B). La coupeeffectuée parallèlement à la ligne de crête de I'interfluve (côté Loison) nous pennetd'observer le compartimentagede la structureen blocs légèrementbasculés vers le nord-ouestou vers le sud-ouest.Ces petits æKestectoniques ont privilégiéI'implantation des réseaux hydrographiques affluents du Loison et de I'Othain, la nature de la nappe souterraine bathonienne(libre ou captive), ainsi que son sens d'écoulementqui déterminela localisationdes émergences (Première partie). A partir de ces incisions rectilignes,les vallons se développent latéralementen versants dissymétriques,en fonction du pendage.Les versantsà contre-pendage,orientés au sud-est,sont plus courts et plus raides,et le contactentre les argilescalloviennes et le calcairede la Dalle d'Etain est souventsoulignê par un replat structuralassez net. Les versantsconformes au pendage,exposés au nord-ouest,sont nettementplus longs et plus doux. Ils se développenten grandepartie dans les argiles callovienneset passentà la Dalle d'Etain par une courte concavité.La conformitéavec le pendagefavorisant la vidangedes argiles par les mèchescarbonatées, c'est préférentiellementsur cesversants que se développentde petitesentailles secondaires. Plus au sud, dansI'axe du synclinal de Mangiennesles effets de la tectoniquecassante sont peu à peu masquéspar la couveffureargileuse, ou bien cetætectonique disparaît. Mais le soulèvementmoins accusédes assises fait que I'entaille du Loison et de sesaffluents n'atteint pas la Dalle d'Etain. Les sommetsdes collines de I'interfluve sontmoins élevés qu'au nord-ouest, ce qui expliquela conservationdes lambeaux de minerai de fer du Callovien moyen. Ce n'est que sur le palier supérieurde la flexure, que la Dalle d'Etain réapparaît,sur le côté Othain. Il ressortde cette analysedu relief de I'interfluve Loison-Othainque l'érosion a exploité les conditions particulièresde la structure: faciès lithologiques,pendages variés, fracturation. Il en résulteun relief contrasté 307 et une organisationde ce relief en étroite liaison avec les facteurs structuraux. 2. La karstogénèsede I'interfluve Loison-Othain L'exploitation de la structure dans ses moindres détails a permis I'affleurement de la dalle calcaire d'Etain et introduit des conditions hydrogéologiquesfavorables à la karstogénèse. a) Valeur de I'environnement karstogénétique Il est lié à la naturepropre à la Dalle d'Etain, à I'environnementbio- climatique,et à la conservationpartielle d'un recouvrementargileux. In Dalle d'Etain Cettemasse essentiellement carbonatée, de 30 à 40 m de puissance, offre les conditionsd'une bonnepénétration de I'eau. Elle est en effet Ie sièged'une fracturationqui affecteI'ensemble du massifet a déterminéson compartimentageen blocs. Le report desfissures d'orientation donnée, observées sur un palier de carrière(figure III-9), fait bien ressortirles composantesessentielles de la tectoniquelocale: - 40 7o desdirections observées sont parallèles au pendagegénéral NE-SO et aux grandsaxes d'ondulation (synclinal de Luxembourg et synclinal de Mangiennes),ainsi que la fracturationreconnue (annexeI-2) - 18 7o desmicro-fractures observées sont de directionméridienne. n s'agit d'une direction constammentretrouvée dans les formations compétentesde Lorraine, et que I'on est en droit aujourd'hui de mettre en relation avec I'activation du bassin- continentallorrain (cf. : premièrepartie). I-esautres axes de secteurnord-ouest paraissent minimes, aucun d'entre eux n'atteignantl0 Vode I'ensembledes mesures. Favorisant la pénétration de I'eau, exploitéepar la dissolution,cette fissuration va jouer un rôle de premierplan dansl'orientation descirculations karstiques. Fig.lII-9 308 IrI.â.Gn,ÂDtIffES DtS trrrtEcTroNs DE LA FItACTIIIÈlrTTON (interfluve Loison- Othain ) ALIGNEMENTDES DOLINESDU BASST}I DE DSLUT Ct FRACTURÂTIONRELEVEE DAITS LES GOT'FFRESDiI BASSI.\ DE DELT'T [jii,',iid s.."in de Delu: i,: [] ft::i:::"i:î.lllllî"' ALIGNEYEN?DES GÂIJRIES GROTTEDU FÀILLT E 309 L'étude des nombreusespetites carrières parsemant la Dalle d'Etain montre deux autresphénomènes favorisant la pénétrationimmédiate des eauxdans le manteaudu substratumcalcaire : - I'ouverture des discontinuitéssynsédimentaires (stratification oblique et entrecroiséecaractérisant des dépôtsde hauteénergie) sous I'effet de la décompressionconsécutive au décapagedes argilessusjacentes, - ta gélifractionhéritée qui destructurela masserocheuse sur 1 à 2 m de profondeur. C'est ce qui a valu, aux facièscarbonatés du Bathoniensupérieur, leurs appellatifslocaux de "dalle" ou de "plaquette".A cettefissuration s'ajoutent deuxautres facteurs propices à la karstification: - une bonneporosité dont la moyenne- établieà partir d'échantil- lons pris à différentesprofondeurs - se situe à 5 Vo, qui aug- mentesurface et tempsde contactà I'interfaceeau/roche, - une grandepureté du matériau- de I'ordre de 96 7o de CaCor en moyenne- qui pennet une attaque chimique d'envergure ne nécessitantpas d'apport d'eau massif pour l'évacuation d' impuretéspeu nombreuses. A cesfacteurs passifs s'ajoute un facteurdynamique, I'environnement bio- climatique de l' int erfluve Lo iso n- O thain. Avec un recouvrementforestier représentant50 Vodes surfaces(75 Vo sur les seulesargiles), pénétration de I'eau et fourninrred'agents conosifs serontfacilités (J.C.Bonnefont 1978 et 1981): - < Ces actionsmécaniques et chimiques(effet rhizosphère)complétées par la fournitured'acides humiques, jouent: - sur et dans les argiles de couvertureoù le pouvoir agressif des eaux de ruissellementet de percolationn'est guèreentamé par la 3r0 présencedes armaturescalcaro-gréseuses minces, ou de quelques calcinshérités des phases froides périglaciaires, - au contactdes solsminces du calcaire,et dansle calcaireoù I'on observeI'exploitation systématique de la macro et surtoutde la micro-fissurationpar les racines,entre 4 et 8 m de profondeur. Il en résultedes PH courafirmentcompris entre 6 et'l, mais qui peuvent descendreà 5 dansles ruissellementssur argile. On peut égalementestimer qu'avec des précipitationsmoyennes annuellesd'un peu plus de 800 mm - dont 6OVo tombent en période hivemaleà faible évapotranspiration- la fournitured'eau est relativement abondante(cf. : chapitresecond de la premièrepartie). Le dernierfacteur de la karstificationest le recouvrementdes Argiles de la Woëvre. L'eau - instrumentde la karstification- va ruisselersur les collines argileusesde I'interfluve,mais elle va égalemententretenir un cataplasme humideet agressifsur le calcaireBathonien : - en pénétrantdans les argiles à texture sableuseet en y diffusant, notammentpar le biais des fentes de retrait et cicatrices,des mouvementsde masse, - en circulant préférentiellementau niveau des armaturesindurées qui la guident vers les versantsoù elle pourra soit ruisseler jusqu'aux ouverturesdu calcaire,soit réimbiberle colluvium, - en parvenant,par drainancede l'éponge à micro-aquifères multicouchesque forme I'argile et son armature indurée, au contactdu toit Bathonien. Cette infiltration lente qui constituedans le Callovien une réserve hydrique dont la redistributionest différée dansle temps, cette agressivité que la minceurdes Pierres d'Eau n'entamepas, donnent au recouvrement argileuxun rôle importantdans la constitutiondu karst couvert. Mais le rôle majeur, on va le voir, est tenu par la dynamiquedes circulationshydrogéologiques de la Dalle d'Etain. b) circulations souterrainesdans la Dalle d'Etain Porcuseet fissunée,la Dalle d'Etain est une formation hydrogéologique aquifère reposantsur le mur semi-perméabledes argiles et marnes du Bathonieninférieur. 311 Dégagéed'une partie de sa couvertureargileuse par l'érosion, elle forme un impluvium qui, par infiluation, donnenaissance à une napped'eau souterraine. Le schémahydrogéologique développé sur I'interfluve Loison-Orne, vaut pour les autres interfluves de Woëvre septentrionale,et plus particulièrementI'interfluve Loison-Othain(figure III-5). Nous insisterons donc surquelques points qui nousparaissent essentiels. En premier lieu, la localisation précitée du karst couvert prouve combienI'organisation du réseauhydrographique a êté indispensablepour aboutir à la karstogénèse. Que le Loisonn'ait pas étécapturépar le réseaumosellan a eu pour conséquencele décapagepartielet I'entaille du reversbathonien, ce qui a permis : - la réalisationd'un impluvium au toit du Bathonien, - la mutation d'un systèmeaquifère, jadis uniquementcaptif, en un systèmeaquifère comportantlocalement une nappelibre dont la zonenon satuÉeévoluera en zoned'infiltration karstique. Que le Loison ait pu, grâce à sa propre dynamiqueet au secours apportépar le jeu de basculesde la tectonique,entamer localement la Dalle d'Etain, a conduità la réalisationd'un niveaude based'aval-pendage qui a orientéle gradienthydraulique général de I'interfluve. La présenced'une fissurationorientée transversalement par rapportà I'interfluve (figure III-9) a simplementfacilité le travail des eaux selon le principe de moindre action ( qui correspondau maximum de travail, pour un minimum de gradient (A. Mangin 1978). " C'estpourquoi le karstde la Dalle d'Etainest dans son essence un karst gravifique ; c'est égalementun karst couvert par le rôle que joue la couvertureargileuse en renforçantla foumiture d'une eau agressive,à la table calcaire,et en assujetissantà son contact la localisationet la morphologiede I'exokarst. Celui-ci est donc postérieur à l'établissementdes circulations souterrainesayant générêI'endokarst : il n'en est que la répercussion,plus ou moins tardive,en surface. C'est pourquoidès que le recouvrementargileux disparaîtcomplète- ment, I'exokarst n'apparaît plus (interfluve Loison-Othain au nord de Jametz par exemple). Seul subsisteI'endokarst, comme I'attestent les régimeshydrologiques et hydrochimiquesde sourcesde rive droite du Loison dans son bassin aval (sourcesde Remoiville ou de Louppy-sur- Loison) : débits réagissantrapidement aux impulsions pluviométriques, 312 forte variabilité chimique et thermique, corrélation pluie/charge en suspensions. A I'inverse,dès que le recouvrementargileux devient trop important (entre 10 et 15 m), la nappebathonienne redevient captive et les formes exokarstiquesdisparaissent. C'est ce qui se produit au sud de Merles-sur- Loison (annexem-1) où la conservationdu Callovienmoyen et inférieur, dans I'axe du synclinal de Mangiennes,fait disparaîtreles affleurements bathonienscôté Loison. Le karst n'est plus présentque côté Othain,sur le palier supérieurde la flexure; côté Loison il n'apparaîtplus que de façon restreintelorsque les failles reconnueset le basculementdes blocs tectoniquesont favorisé : - I'entailleprofonde des argiles par de petitsvallons affluents (Bois de Parfondevauxsur la faille Merles/Saint-Laurent), - le relèvementd'un côté du bloc faillé sur la cassureVillers-les- Mangiennes/Saint-Laurent- sur-O thain. Conclusion 'WoëvreCette localisation d'interfluve est donc la grandeoriginalité du karst en septentrionale,comme le démontrentles castraités dansle chapitre premier de cettetroisième partie. Le karst de la FoÉt de Jaulnayn'échappe pas à cetterègle, par sa positiondans un lobe de méandreencaissé et son flanquementpar deux petitsorganismes affluents de la Meuse. Morphologieextérieure (niveau de basefluvial) et structuregéologique ont été les véritables moteurs de l'écoulementkarstique dans la Dalle d'Etain. Climat et vé,gêtation,vecteurs du COz, n'ont fait que renforcerce potentiel de karstification pour aboutir à une véritable morphologie karstiqueque nous étudieronsdans le deuxièmechapitre de cette partie, à traversI'exemple du bassin-versantreprésentatif du Ruisseaudu Moulin. 313 CONCLUSION DU CHAPITRE PREMIER Encadréepar deuximportants massifs calcaires, la Woëvreseptentrio- nale possèdeen théorie un potentiel karstique de première envergure. Pourtantla karstificationparaît inégale et le proposdoit être nuancé. C'est en effet peut-êtrelà où on ne I'attendait pas que le karst se manifestetout d'abord. Les mardellesreprésentent en effet le prototype d'un micro-karstcouvert, aux manifestations'Woëvre.multiples, dans les armatures induréeset carbonatéesdes Argiles de la Présentuniquement en milieu forestier,dans les secteursde transit des sédimentsdu quaternaire récent,lié à desentailles de faible envergure,il montre que la suffosionqui en est le moteurest récente,post-glaciaire. Le karst de I'Oxfordien posedes problèmesplus complexesliés à la parcimoniede ses manifestations,sa présenceà toutes altitudes et son caractèreinactif. Il paraîtle plus souventlié à certainsfaciès et surtoutà des niveauxquaternaires anciens et moyens.Sa genèsea donc probablementété liée à la surimpositionde la Meusedans le massifOxfordien. Le manquede datationrigoureuse des niveaux d'entaille sur les flancs de la vallée rend difficile toute reconstitutionde la genèseet de l'évolution de ce karst. Trois points semblentpourtant acquis. Il a êtê desservipar le décapagede la couverture"séquanienne" pourvoyeuse d'eau; il est peut-êtreen voie de réactivationsous le talwegactuel; il seraitplus ancienvers I'aval du réseau hydrographiqueque vers I'amont. Mal connu,insuffisamment inventorié, il recèlepourtant un certainpotentiel de découverteset d'étudesfutures. Le karst bathoniendont les manifestationssont plus nombreuses,est aussi plus varié. Il est actif, présente formes de surface et formes soutelraines.Karst couvert, il doit sa genèseà deux facteursessentiels. En premier lieu le décapaged'une partie seulement de la couverture callovienne,suffisante pour mettreà l'affleurcment le substratumcarbonaté, point trop poussé tout de même pour maintenir un effet de compresse humide régulantsur une bonnepartie de I'annéeles apportshydriques. En second lieu, la proximité d'un réseauhydrographique établissant une indispensablecondition de gradienthydraulique. I-e maintien en \ù/oëvre 3r4 septentrionaled'un réseau hydrographiqueorthoclinal a permis la réalisationde cesconditions essentielles, et expliqueson uniquelocalisation en position d'interfluve. Dans ce contexte,le karst de I'interfluve Loison-Othainfait figure de modèlerepÉsentatif. L'évolution du relief y est indépendantede celle qui a présidé sur le front des Hauts-de-Meuse.Ayant son propre réseau hydrographique,I'interfluve jouit deseffets d'une morphogénèseactive due en partie à la double entaille de I'aquifère bathonienpar deux cours d'eau orthoclinaux rapprochésayant créé une double possibilité de gradient hydraulique.En fonction desmodalités secondaires offertes aux écoulements souterrainspar la tectonique,la nappebathonienne s'écoule libre ou captive vers I'Othain ou le Loison.L'existence d'écoulements de type karstiqueavec ouverturesen pied de versant,remet continuellementen causele profil d'équilibre des reliefs argileux.De l'interactionentre les écoulementsde I'eau et les processusérosifs de surface(sous commande karstique) résultent en particulierdes formes d'entailles tÈs activesdénommées rondvaux. 315 CHAPITRE SECOND LE BASSINDE DELUT (RUTSSEAUDU MOULTN), BASSIN-VERSANTD'INVESTIGATION DE L'INTERFLUVE LOISON.OTHAIN 3r6 La zoneétudiée est situéesur I'interfluve Loison-Othainet forme le bassin-versanthydrogéologique du ruisseaudu Moulin, développéà cheval sur I'interfluve,dans les argilescalloviennes, au contactde la dalle calcaire d'Etain. Ce bassin-versanta déjàfait I'objet de plusieurspublications toumées essentielementvers les aspectsmorphologiques et I'organisationhydrogéo- logique.C'est pourquoi après les avoir rappeléset complétés,nous présente- rons les résultatshydrologiques de ce petit systèmekarstique et les résultats relatifsaux mesures d'érosion chimique et d'érosiondes sols. I - LE RELIEF DU BASSIN DE DELUT L'originalité de la morphogénèseréside dans les rapportscomplexes qu'entretiennentprocessus de surfaceet dynamiquekarstique, grâce au lien que réalisentdes écoulements d'eau. Nousprésenterons donc les grandstraits de la morphogénèse,puis les formesde I'exo- et de I'endokarst. L. La morphogénèsedu bassin de Delut < en creux comparableà I'empreinte d'une main dans un matériaumeuble : les vallons (doigts),inscrits dans les collinesargileuses, convergent vers une dépressioncentrale (paume) au contactde la Dalle d'Etain; celle-ci se raccordeensuite au Loison par la valléeétroite du ruisseaudu Moulin, le poignet(P. Gamez1977). a) Les collines et leurs versants Développéesuniquement dans les argilescalloviennes armées par de petits bancs calcaro-gréseux,elles ont êté façonnéesà partir d'une topographiequ'il est actuellementimpossible de définir, aucunmatériau corrélatif d'une évolutionancierme ne subsistant. Les sommets Sur les sommets,l'eau percoleà traversles argilessableuses, sous un recouvrementpeu épaiset très discontinude limons, mais surtoutà traven les bancs calcaro-gréseuxqui apparaissentsous forme de replats structuraux.Cette circulation lente de I'eau est attestéepar l'évolution pédologiquequi détermineune différenciationdans le profil des sols (migration du gypse et du calcaire- brunification). La tendance à l'élaborationd'un sol lessiveest nettelorsqu'une Pierre d'Eau est situéeà faible profondeur: elle assurele rôle d'un drain qui évacueune partie de I'eau vers le versantqui la recoupe. Les pelosolsconnaissent en périodede pluie une migration des argiles dont le transportest facilité par I'existencede poresgrossiers permettant la circulation des eaux d'infiltration. Là où le drain est plus profond, on peut avoir développement,dans les argiles,d'un horizon à pseudo-gley,mais toujourspeu épaisdu fait de leur relativeperméabilité et de I'existenced'un déficit hydrique durant la période estivale: l'imperméabilisationdu sol ne seproduit quelors despériodes d'intenses précipitations ou de gel. On observealors un ruissellementdiffus généraliséqui entraîneles particulesles plus fines sur de courtesdistances. Les cols de raccordementsont le site privilêgié de localisationdes mardelles.Elles s'expliquentpar la présenced'une Pierre d'Eau à proximité de la surface,au niveau de laquellela dissolutionkarstique et la micro- fissurationpermettent une évacuationlatérale, non seulementdes produits dissous,mais égalementdes particules argileuses ; c'est le phénomènede suffosion(J. Nicod 1991).Périodiquement ces mardelles sont en eauet leur vidange plus ou moins rapide dépend de l'état des circulations dans I'armature indurée et de l'épaisseurdu colmatageissu de l'érosion s'exerçantsur les argilesqui les bordent. 318 Les versants Ce sont uniquementdes formes d'érosion où la solifluxion et le ruissellementsont les processusdominants. S'il n'y resteaucune trace d'érosion périglaciaire, on peut néanmoins apprécierindirectement le recul desversants d'apÈs I'entaillepériglaciaire de la dernièrepériode froide. Notammentdu côté Othain, les vallons en berceausitués en pied de versantsargileux entaillent la Dalle d'Etain de 5 m environ,puis aprèsun parcoursvariable de quelquescentaines de mètres,ils se raccordentaux valléespar un ressautparfois important.Ces vallées sont généralement encorefonctionnelles, tandis que cesvallons secset perchéstémoignent, par leurs accumulationsde gélifracts,d'un façonnementde périodefroide. La conservationde ce modeléest due au fait qu'actuellementl'écoulement y est absentou épisodique(averses violentes et de longue durée). Les eaux ruisselantsur les collines argileusessont la plupart du temps déviéesen profondeurpar les perteskarstiques de pied de versant. On peut donc admettreque le façonnementdes vallons est hérité (forme péri-glaciaire).Il est contemporaindu recul des versantsqui était lui-même fonction du niveau de baseprincipal (Othain dans ce cas précis) matérialiséparla tête desvallées fonctionnelles. Ce recul est généralementcompris entre 500 et 600 m. L'étude du terrain montre que toute cette zone-tamponentrc pied de versantsargileux et têtesde valléesest totalementdépourvue de formesexokarstiques visibles, qu'une couchepeu importantede placageslimoneux épais sur le manteaude gélifractsne sauraitparfaitement masquer. On peut donc en conclureque la répercussiondes manifestations endokarstiques en surfaceest post-glaciaire. Si les vallonsn'évoluent guère aujourd'hui, il n'en est pas de même pour les versantsqui présententdes formes nettementplus actives, en hémicycles(rondvaux) et en éperons(interfluves secondaires). Les rondvaux sont des formes élaboréesà partir d'une première entaille linéaire (figure ItI-10), généralementle long d'une faille ou d'une zonede fracnrration.A partir de cetteentaille, l'érosion va s'exercersur les versants,par solifluxion et ruissellementen périodehumide, pât gélifluxion lors des épisodesde dégel en périodefroide. Il en résulteune évolution latéraleavec un flux des argileset I'amorce d'un pseudo-pendage,orientés vers I'entaille, qui accentuentla concentrationdes eaux sur les versants,en particulier au niveau des bancsde Pierresd'Eau. Ainsi, plus l'évolution latéraleest importante,plus il y aura convergencedes eaux- en surfaceet dansles armaturesindurées - ce qui entraîneun regain du ruissellementet de la solifluxion, donc une plus grandeefficacité de l'érosion latérale: c'est doncun phénomènede rétroactionpositive. Fig.III-10 3r9 ETAPESSCITEHÀTIQI'ES DU FACONNE{ENÎDII'N RONDVÂUX PIIASE 1NTERPERIGLÂCIÂIRE EnÈailtc linéaire le long d'une zone de par fracruracion : êrosion différentielle STRUCTURE ruissellement qui encaure les argiles jusqu'au somrûeÈde la Dalle d'Etain. -- \ --- \\. \\ argiles de la l^'oËvre \ a Hl \ a (à calcaro-gréseux) a bancs \"""> a -- a a a E affaisseoenc de banc - "'>''! (p seudo-penciage ) E calcaires E zone de fracturation E pendage PIIASE PERIGIâCIAIRE Arcrce de l'érosion lacérale due aux eccions gel- écoulenent pré férenr ic I E dans les Pierres d'eeu percolacion Ience cans I- 3 | les arailes ss'nleuses -\7-:--:-:lË sourcins des Pierrcs r d'egu ruissellenen! de versanc PIIASE?OST-PERIGI-ÀCIAIRE ET ACTUELLE E (surface + sourcins) Reprise de l'érosion lacérale Par solifluxion et ruissellemenÈ. Elargis- HORPHOLOGIE se$€n! du iond dtt rondvartx par êvacuacioo karscique des col,luvions. :iouvernents de masse (têl ifluxion sol ifluxion) [Yl eo,rrrrekarstique (ouverture pennanente ) dolinc de pied de versant E (épisodiquemenc conblÉc par cclluvions soliflués) E encaille tenporaire de fond de rondvaux E oardel le 320 LorsqueI'entaille est orthoclinalepar rapportau pendagegénéral des" couches,la morphogénèseest plus active sur le versantconforme, du fait d'un écoulementpréférentiel des eaux de surfaceet d'une vidangesoutenue de la masseargileuse par les Pierresd'eau. Sur le versantconfraire au pen- dage,le tarissementdes sourcins de Pierresd'Eau est plus rapide: il en ré- sulteune dissymétriedu rondvaux,le versantconforme au pendageévoluant plus rapidement(solifluxion généraliséeet réentailledes mouvementsde masse)alors que sur le versantopposé l'érosion s'exerceuniquement par solifluxion. Ces formessont bien développéesdans le bassinde Delut, car, les pro- duits de l'érosionlatérale sont périodiquement évacués, en partiepar le ré- seauhydrographique temporaire, mais surtoutpar le réseaukarstique dont les pertess'ouvrent au pied de cesversants argileux. tr y a donc une perpé- tuelle remiseen causede l'équilibre desversants qui reculentconjointement avec le recul des pertes(cf. : chapitrepremier de cette troisièmepartie). Ces formesexistent également nous I'avons vu sur les fronts de côtesde Meuse(cf. : première partie)et de Moselle(J. Corbonnois1981). Entre cesrondvaux subsistent des interfluves en éperonsplus ou moins prononcésqui digitent à I'intérieur du bassin,en amontdes glacisde revers. Sur ces éperons,la divergencedes écoulements issus des Pierresd'Eau rend l'érosion moins active : la solifluxion est moins importante,les pertes karstiquesplus rares. Les formesque I'on observesur ces versantstémoignent donc d'une identitédes processus érosifs, simplement modulée par la manièredont ils s'insèrentdans le relief du bassin. b) La dépression Elle débuteau pied des versantsargileux par la surfacestructurale de la Dalle d'Etain, découpéeen glacisde reverspar les vallons raccordésle plus souvent,en amont,aux rondvaux. Les glacis Le décapagedes argilesayant mis à jour le toit de la Dalle d'Etain, I'empreintedes processus périglaciaires et interglaciairesa pu s'y imprimer et y laisser un matériau calcaire très gélifractê,mélangé à une matrice généralementargilo-limoneuse brun-rouge. Ce matériau est souvent recouvertpar desplages de limons ocresmélangés aux colluvionsargileuses des versants,d'autant plus épaissesque I'on s'en rapprocheou que I'on s'enfoncedans les rondvaux. 32r L'érosionpar ruissellements'exerce surtout à I'amontde cesglacis non étagés,sur le recouvrementcolluvial. Vers I'aval, le matériaugélifracté étanttrès filtrant, l'érosion de surfaceest pratiquementnulle. Ces glacis sont donc des formes relativement stables puisque I'empreintepériglaciaire n'y a pasété gomméepar l'érosionultérieure. Une fois encore,nous devonsenvisager une récenteouverture des regardssur l'endokarst,pour expliqueren partie au moins cetteimmunité. Les vallons Ils ont généralementgardé la forme de vallons en berceau,due à l'érosion en milieu périglaciaire; mais pour certainsd'entre eux, un remaniementépisodique intervient. L'érosion qui s'exercedans les vallons dépendévidemment de la saturationdes matériaux qui les empâtent,en périodetrès humide. Mais la fréquenced'activité hydrologiquede ces vallons, et partant I'intensité de l'érosion qu'ils subissent,est contrôléeà I'amont par le fonctionnementglobal desrondvaux auxquels ils se raccordent: - lorsque la couvertureforestière a stabilisé le rondvaux, le ruissellementde sesversants est interceptépar les pertesd'eau ouvertesà leur pied. Le ruissellementpeut être nul commedans les vallonsissus des Bois de Marville et du Petit Failly (annexe rrr-2); - lorsquela couvertureforestière a disparu,la solifluxion active sur les versantsbouche les pertesd'eau, les colluvions saturées empâtentle fond du rondvaux.[æ ruissellementréalise alors un décapagegénéralisé du fond du vallon. En fin de période pluvieuse,le ressuyagedu rondvauxdéclenche une entaillelinéaire qui, par érosionrégressive, vient mordreles colluvionssolifluées, commedans le Fonddes Vaux. Les colluvionsainsi érodéestransitent donc épisodiquement en surface, mais le plus souventpar I'endokarstdont les eaux résurgentà I'aval de la dépression,aux sourcesde la Damusseet de Mircoussin. Ensuite leur évacuationse fait par le Ruisseaudu Moulin jusqu'auLoison. Il apparaîtdonc qu'avecun réseauhydrographique autonome, le bassin de Delut possèdeune morphogénèsed'autant plus active qu'elle s'exerce dans un milieu argileux reposantsur une dalle calcaire karstifiée. Cette hydrographie souterraineremet en causede façon pennanentele profil d'équilibre des versantsen soutirantles colluvions. De I'interaction entre 322 endokarstet processusérosifs de surfacerésultent en particulier des formes d'entaillesoriginales et actives,les rondvaux. 2. Les formes karstiques dans Ie bassin de Delut Leur caractéristiquefondamentale est de s'intégrer dansle circuit, ac- tuel ou hérité,de I'eau.C'est pourquoinous les classeronsschématiquement en formesde drainagevertical (dolines,pertes d'eau, gouffres)et formesde drainagehorizontal (rivière souterraine). a) Les formes de drainage vertical Elles se localisent à 95 Vo sous couvert forestier et en limite de recouvrementde la Dalle d'Etainpar le Callovienen placeou soliflué.C'est essentiellementdans la concavitébasale de raccordementdes versants argileux, à la surfacestructurale de la Dalle d'Etain, que se rencontrentles premièresmanifestations de I'exokarst.Leur apparitionau jour ne se fait plus lorsquele recouvrementCallovien excède10 à 15 mètres: le karst épousedonc fidèlement I'assise des collines et buttesrésiduelles argileuses, formant la limite de bassin-versanttopographique, en une longue et mince (50 à 150m) traînée(figure III-11). L'inscriptionde I'exokarstdans les argileset colluvionsargileuses de basde versantfait qu'il est essentiellement caractérisépar des dépressionsfermées, circulaires à ovoïdes,de trois à trentemètres d'axe, parfois ouvertesà I'amont sur un ravin que parcourtun ruisseautemporaire. Leur profondeurest généralementcomprise entre 0,5 et 10 m, et leur fond ne montrepas toujoursla dalle calcaire.Il ne s'agit pourtantpas de mardelles(cf. : chapitrepremier de la présentepartie), car l'épaissecouche bathonienne est sous-jacente.Leur évolutionparticulière fait que toutesles formes de transitionexistent entre doline, doline-gouffre (simpleregard ou fonctionnanten perted'eau), et doline-perte.Aussi pour la clarté de I'exposéétablirons-nous une distinctionentre : - doline : dépressioninscrite dansles formationsargileuses, pou- vant atteindresans s'y enfoncerI'affleurement bathonien, - perte d'eau : dépressioninscrite dans le Callovien, prolongée à I'amont par un ravin à écoulementtemporaire, sans présence d'un ressautde raccordementau contactde la dalle calcaire, - gouffre: unité karstiqueverticale traversanttout le recouvrement argileuxet s'enfonçantplus ou moinsprofondément dans la masse calcaire.S'il se raccordeà un ravin c'est un gouffre absorbant, sinon c'est un simpleregard sur I'endokarst. Fig.III-tl 323 I \ I \ ot II ,t( E -l I ,l \J oG 35 .{l< rlk ôc.;t; it a ? --?\It !{rnsvt \oe \ CA]R,TE E ES PIIÉ1\IO},{EI\TES I ry courbe de niveau - rouce, cheruin 4. liurire de forêc r Coline simple "z/, ./., @ dolines coalescestes a-s Perce C'eau ou gouflre absorba:rc ocr gouffre .r-\,. rivière souÈerraine iu Fai1ly - ravineaux, écoulenent.s Èeripo ra i re s - - limice des bassins-versanis cogographiquesde I'Ochain eE du Loison A. et P. GT1XEZ 1976-t977 -OU o^ ' 5 A\LU t*.*jo. > H1 f I P_t .G2'a t lPl ) t. - ",!'(i a t ;-= 324 Les dolines I'histogramme des alignementsde dolines montre une grande dispersion,d'oùressortent néanmoins des groupements préférentiels dont les secteursazimutaux sont N-NNE et E-ENE (figure III-9). Deux facteurs semblentprépondérants dans leur genèse: - I'orientationtous azimutsdes versantscernant la dépressiondu bassinde Delut explique la grandedispersion des orientations d'alignements, - la fracturation grossièrementN-S du Bathonien sous-jacent expliqueles alignementsen deux groupesprincipaux proches de la directionméridienne. Deux genèsessont alorsenvisageables pour les dolines: - un premiergroupe, le plus importantsemble-t-il, est lié au déca- page des eaux de ruissellementarrivant dans la concavitébasale desversants avec le maximum de compétence.La fissurationba- thoniennene joue dansce casqu'un rôle passif : elle permetsim- plementl' évacuation p onctuelle des colluvions, - le deuxièmetype d'alignementsemble plus directementtributaire de la fracturation.La suffosionkarstique (appel au vide occa- sionnépar l'évacuationdes colluvions colmatant les réseauxkars- tiquessous-jacents) à partir d'une tectoniquebathonienne préexis- tante,semble fondamentale. Les interactionsentre ces deux processusmorphogénétiques sont fiéquentes.Nous avonspu l'observeren maintsendroits, en particulierdans le bois de Marville (G9 - Figure III-11) : au printemps L973 apparaîtune petite dépressionen relation probableavec les mouvementsde tassementdu sous-sol au coursde l'été, des fentesde dessiccationaffectent le matériau argileux et pennettentaux eaux de ruissellementdes aversesau- tomnalesde s'infiltrer massivementdans ce qui devientalors une véritabledoline (2,5x 0,5 m). La localisationen pied de versant argileux,sur le flanc d'un vallon sec engorgéde colluvions,au milieu d'une tranchéeforestière défoncée par les enginsde débar- dage,déærmine les conditionsoptimum de concentrationde I'eau. en juin 1974,la doline s'ouvreen quelquesjours sur un gouffre s'enfonçantde 3-4 m dans la Dalle d'Etain, témoignantde la préexistenced'un karst évoluédans le substratumcalcaire. 325 - aprèsles pluies de I'hiver 1976-1977,le gouffre se bouchepeu à peu avecdes paquets d'argile tombantpar gravitédes pentes raides de la doline. - des entailleslinéaires s'installent sur les flancs de la dépression: l'érosion régressives'accélère, car les entailles captentalors I'ensembledes earD( qui ruissellentsur le cheminforestier. - du fait de ces captures, les entailles se développent et s'approfondissenttrès rapidementdéséquilibrant les parois argi- leusesqui s'affaissent. - à l'été 1977, le gouffre est entièrementcomblé et la doline résultantde cette genèserapide occupetoute la largeur du layon (7 x 4 m). Ainsi, la genèsedes dolinesdépend des interactions entre une karstogé- nèsepné-existante et une morphogénèseactuelle. Lesgoffies I-eur sectionvarie le plus souvententre I'ovale pincé et le cylindreplus ou moins régulier (figure III-12). Ce sont pour I'essentieldes monopuits atteignantjusqu'à 20 mètresde profondeur,mais le plus souventobstrués à des cotesvariables par un mélangede plaquettescalcaires, d'argiles et de colluvions. Certainsfonctionnent comme perte d'eau (gouffre-perteou gouffre- absorbant)d'autres sont de simples regards.Ils ont en commun d'être constituéssur une ou plusieursfractures du Bathonien.Cinquante pour cent d'entre elles s'alignent sur la direction méridiennedéjà définie (figure rrr-9). L'étude des microformesde parois (lapiès de parois, petitesvagues d'érosion ou d'aspersion,aspect poli et parfois luisant de la roche, pédonculesrocheux) apportedes preuvesd'une action de I'eau per- descendum(P. Renault L967-1969). D'autres microformesimpliquent un creusementpar corrosiond'un niveaud'eau à fluctuationslentes, incompatible avec le marmitaged'une eau de perte cascadante: - parois lissesmais d'aspectteme et granuleuxpar mise en relief deséléments cristallisés inclus dansla roche, - mise en relief desfilonnets et géodesde calcite - présencede cupulesde corrosion. Fig.III-12 326 E n/\tNs vEttTtc^tt:E DAI\'S LE :{^RST rrt L^ tâ^LLÉ f,t'E.ir^rN u.s.8.L. sPEt.EO'9r' /lI .<ær,-.. 1,. ,/ \^ 1\ À r^_ /r{\ f .,..--. \ I €Jl o\1r\ | ,/ \*_/ ::;n ^^ lat I u fiÛll r!{t ( u t:tnt Uùll I lllr ltttatl TRO!'S GT ET G2 BOIS DE !/TAR\'ILLE en plan I en coupe ll uÀl Entréè Èrou N'2 Î-i " EBtrée trou N'I ) ) ) \ ) , ,. , f issure thale"g ruissceu lenporaire 327 Fig.III-13 EVOLUTI0T{DESGOUFFRES DAI{SLE KARSTDU BASSII{ DEDELUT I I l"=---f------I -h!È{,ffczE--- jjil- - - . I. . o i---__i lt, | . ' .1, o . . a ...... a t ' o tl ; '. l. , . o I I . . . 'A.t ' a ' o . :i aar . I lf, . . . . :l: al. U : al . . . . . a I I. . . lL.. . Lr t I- .a.aaaaa a.a- I.nappecaptive corrosiveet I i . suffosionet mardelI e fi ssuration i ncipi ente III.nappeI ibre,incasion, IV.solifluxion,dol ine en chaudron suffosion,doline en entonnoir E CalI ovien = Bathonien [f, Nappe V.affai ssement-dissol uti on, remodelagepar évorsion, corrosion,doline-puits d'effondrement 328 D'autres encore,tel Ie gouffre G37 (figure III-12) ne montrentplus que desparois desquamées, avec portions de voûteen porte-à-fauxau-dessus du vide. Ces constatationspennettent d'envisager un scénariogénétique des gouffres (figure trI-13) : - il faut supposerI'existence d'une nappe d'eau suffisamment agres- sive remontantle long desfissures préexistantes du Bathonien.Ces fluctuationsde nappepennettent à la corrosionde s'exercerper- ascensumsur les interfacesliquide/roche de grandedimension et plus particulièrementen cespoints privilégiés que sontles inter- sectionsde la fissuration, - lorsquela voûte,subsistant au-dessus de la fissureexcavée, a dé- passésa limite d'élasticité,elle se briseet amorceun mouvement de descenteplus ou moinsrapide. Il n'estpas nécessaire pour cela que la nappebattante remonte jusqu'à proximité immédiatedu toit du Bathonien.les phénomènesde détentemécanique de la roche (incasion)peuvent prendre en partie le relais pour les derniers mètresde la progressionremontante. A chaquedécrue, les parois de la fissureélargie ne sontplus soumisesà une pressionhydro- statiquerayonnante équilibrant la pressiondes terrains encaissants. La couvertureargileuse étant relativement faible en surface,le toit de la Dalle d'Etain est détendumécaniquement par rapport au cæurde la massecalcaire. En sub-surfacese produit un tassement dû à ce début de dépilage,qui occasionnela formation d'un creux corrélatif dansles argilescalloviennes. Enfin, la voûte à la fois détendueet surchargéepar les apportslatéraux colluvionnés, s'effondretotalement ou partiellement, - la doline crééedevient un niveau de baselocal pour le versant qu'elle commande,et concentrel'écoulement de surfacevers le gouffre,évoluant ainsi en perte, - I'argile callovienne,entraînée dans le puits, est lavéepar le ruis- seautemporaire lors de chaquepériode humide, laissantblocs et plaquettesprovenant de l'effondrementdu toit bathonien, - il est probablequ'à cet instant de l'évolution, les phénomènes d'érosionmécanique (évorsion) prennent le pas sur la corrosion. En effet, I'accélérationdes vitesses d'écoulement créée par la dé- pressionde surface,voire la cascadequi se développeen bordure de doline, érodentle bord du gouffre et le font reculer, transfor- mant le monopuitsen polypuits. Les parois de cette chambresu- périeuresont aspergéesde gouttelettes.La période d'activité des pertesse plaçantd'octobre à mars-avril,l'eau d'aspersionpeut 329 geler dansle piège à air froid que constituecette excavationde sub-surface: la rocheencaissante, soumise à l'action gel-dégel,se débiteen plaquettes,accélérant ainsi l'élargissementde la partie supérieuredu gouffre, - on ne peut exclure les phénomènesde détentemécanique des pa- rois desquaûtantle calcaireen plaquettesou en pelure, ainsi que les tensionscréées par le dépôt et la recristallisationdu gypse véhiculé par les eaux issuesdes sourcinsdu Callovien. On s'expliqueraitainsi la présenced'un enduitpulvérulent blanchâtre et micro-cristallinsur les paroiset le long de leurs fissures,uni- quementdans les gouffresabsorbants, - des trémiesde blocs coincésentre les pincementsde la fissure originelle se constituent,freinent la descentedes colluvions en fond de gouffre. Celui-ci prend alors une forme plus large que haute, I'incasion prenantle pas sur l'évacuation des débris en profondeur.De même,les passéessableuses observées dans le calcaire,protégées des agentsd'érosion par leur position en profondeuret leur fossilisationsous les colluvions de toute origine,cléent desgoulots d'étranglement retardant le transitdes matériauxvers les videsprofonds. On constatedonc que les gouffres,élaborés au sein de la massecalcaire par érosion remontanteà partir d'une tectoniquecassante, atteignent le plancher du Callovien et par succion ou suffosion karstique, donnent naissanceà des dolinesqui peuventéventuellement s'aligner sur certains axesde fracturation, La dépression,c;:éée en surface,modifie les écoulementsaériens qui, petit à petit, soit rebouchentle gouffre, parfoisjusqu'à le transfonneren simpledoline, soit modifient la physionomiede I'excavation. Le recul du versantsous I'effet du travail de sapedes écoulements aériensayant le phénomènekarstique comme niveau de baselocal, désactive ensuitele premierpoint d'enfouissementdes eaux (G37). L'exploitation de la ou desfissures à I'origine de la genèsepar creusementremontant, modifie les axesd'écoulement souterrain : le gouffre ne va plus évoluer que par détentemécanique des parois.Un banc plus résistantarme la voûte sousle recouvrementargileux et une chambres'élargit en dessous,selon des formes variablescommandées par la présencede discontinuitéssecondaires (ioints de stratification, discontinuitéssynsédimentaires) : les chutes de blocs parentauxcolmatent le fond du gouffre et I'allure généraleen cloche (axe vertical) pincée(a:re latéral) disparaît. Le dernier point soulevépar ces formes de drainagevertical est celui de leur genèse. 330 Les exemplesqui démontrentle fonctionnementactuel des dolinesne manquentpas. Il n'en va pas de même pour les gouffres. A priori, un exempletel que celui du G9 (figurem-l1) plaidepour une genèseactuelle. Mais si I'on admetqu'il a fallu une longue périodede battementde nappe pour les creuser,nous sommesobligés de reconnaîtreque le phénomènen'a pasété observé de mémoired'homme. D'autre part, nous n'avons trouvé sur les paroisde ces gouffresaucune forme corrélatived'un ennoyagerécent, partiel ou total, per-ascendum.Il faut donc admettreque la phase de préparationsouterraine, sans effet apparenten surface,est très longue, phaseà laquelle nous ajouteronsune longue périoded'équilibre. Alors que la phasesuperficielle est relativementrapide, parfois brutale. Actuellement,les mises en chargedu seul réseausouterrain pénétré (grottedu Failly) ne dépassentpas 4 à 6 m; celui-ci étant situé à environ 20 m de profondeur,les gouffres les plus profonds sont donc à peine effleuréspar ces battementsde nappe.Il faut donc admettreque le niveau supérieurde la nappeétait plus élevéqu'aujourd'hui : - soit par suited'une altitudeplus forte qu'actuellementdu niveau de base, - soit par suitede mauvaisesconditions d'écoulement au niveaudes exutoiresde I'endokarst, - soit parce qu'il y a eu, depuis,reprise d'érosion à I'aval du systèmekantique. b) Les formes de drainage horizontal Notre connaissancedes formesendokarstiques a peu évoluédepuis la premièredescription de 1979 (P. Gamez-M. Sury), notre attentionayant été détouméevers d'autresmassifs vierges d'explorations, tel I'interfluve Loison-Meuse,le recensementet la cartographiedes formes exokarstiques, sansoublier les longuesséances de désobstnrctionà la grotte du Siphonou ailleurs encore.Aussi résumerons-nousle textepré-cité. Descriptionde la grotte du Failly (figure Itr-14) Pour des raisonsde clarté de I'exposé,nous scinderonsce réseau spéléologiqueen deuxparties: c e'J a i z33r .o2 c É o o l€ CÀ dt 9É 6Ê ,t ?d o! CJ !.- 19 ê c Éu è EU ou gd !> rat r!o 9C os {o ê. u{ g u ol Êt .-È @@ g!n cè, Ë" od É o{ E 9- .J a>o Dç o t! c9 EC to4 dn .! Èz oÀ ri I uao .l o c 3 E-; Éoc .rE >l'3 Hl.d Ë i"! ËÉ .1, d ol c o ! oX Hl{! alrc y.: ltc 6r l.r > Els 6 )c ux ot, o qtr! iil o Ê ql ! n o 6 Et,a a ,=l dU À aea cq< I o Àsa CD li I o .i2u J; UO èEÀ tl .rO c ea Eè orJ 6 a É NEB I OE { 60 d ! to tû9ù s! o o! €rt E Ii It c'! o tl É u qo É oD a g= tgo ot o I pco e et a 68 qrc Ad .oc où olE.o a ap 6 ?r Êe o6co Êo IË -læ te rd ot o É tro cle Ê . b."Ë" I .rlc O ^ o>oÉ OF É !o o > É.- .it lc s ! o t.r o nÉir ll EC .h/ i g .lq c s .t. ( t- HI Û O r18.5Ë '- llr u le u UEi ? tF > ol a ù ctu.a ol! q t È {lÈ u o il s d alo o u Glopû !l'r ( Æl 6 ! ilUU t!{d v ro Èl u EM è a 2ê = 9t 5 != É l! - ? -s- [qi o ;\) L - mlr ,o o 'i-1 cr ii=l L .lËi :l cl o t! G' E Àl"i iE €J o tll aâ G' o -o :E q, .F gE |lt G'lJ. tr) .É .n =t tr.r o t,o =f 'l É ttÈ É.F x orÉ o +, li +rL +, =o PD ap o= l4J o ct Êl JF rf) .rl a v I tÉ ^ . ta Y 3 t5 t ca trtr E'I ao aù rl 3t u- t! a- a3 O€ g. €c oe o=1î ! Le réseautemporaire comprend les tronçonssuivants : - du puitsd'entrée vers I'amont et la perteG12 du Bois de Marville, - du puitsd'entrée, vers I'aval, jusqu'au P7, - de la basedu P7 à la confluenceavec le réseaupérenne. Le réseaupérenne comprenant les tronçonssuivants : - de la confluenceavec le réseautemporaire vers I'amont du réseau actif : Affluent de la Trémie, - de la confluenceavec le réseautemporaire vers le siphon Aval : DiaclaseAval, - en rive gauchede la DiaclaseAval: Affluent U.S.B.L.et en rive droite la désobstructiond'une petite diaclaseayant permis de réaliserla jonction avecle gouffre-perteG23. S'ouvrant au fond d'une minuscule doline, un puits de 7 m de profondeur établi dans une fissure en partie combléede blocs bathoniens enrobésd'argile, constitueun regardnaturel sur un ruisseautemporaire provenantd'une vastedoline-perte située 80 m au NNE. A la base de ce puits, le RéseauAmont, étroite galerie (0,7 x 1 m) sinueuseet longuede 60 m, aboutit dansune petite rotondeavec cheminée impénétrable.Un petit prolongementest obstrué au bout de quelques mètres. En aval de ce puits, la galeriereste étroite et présented'abord un profil en trou de semrre(0,8 x I m). Le plafond est lisse, avec petit chenalde voûte intermittent.Il est égalemenirecoupé par des fissuies élargiesen coupoles.Le plancherest relativementplat, avecremplissage médiocre d'un mélanged'argile, limon, sableset granules.En d'autresendroits le bed-rock est apparent,lisse et luisantavec de nombreusesvagues d'érosion orientées. Quelquespetits conduitskarstiques de la grosseurd'un poing débouchentdes parois. La galeries'abaisse ensuite en laminoir en mêmetemps qu'elle passe d'une direction NE-so, à une direction NNE-SSO. Ce laminoir est entrecoupéde trois trémies pennettantde remonter de 2 ou 3 m dans le plafond. De gros blocs calcaireset des paquetsde colluvions argileuses remplissent la galerie, ne laissant subsister qu'un étroit passage (0,25x0,25 m). Le colmatageargileux est décapépar endroits,laissant apparaîtredes blocs calcairesbien propres: des tracesévidentes prouvent I'enfouissementdu ruisseautemporaire dans son lit d'alluvions. 333 Après la demièretrémie, la galeriese relèveen diaclase(0,4 x 4 m), au bed-rockmarmité, et déboucheà 160m de I'entrée sur un puits de 7 m. En fait, cette galerie est encore bien visible au plafond : elle vient buter 7 m plus loin sur une fissurede compression. La basedu puits est marmitéeavec à I'aval une contre-penteattaquée par un sillon étroit et profond (0,3 x 1,5m) donnantsur une longue dia- clase (230 m), avec joint de stratification élargi au sommet (0,4 à lmx4m). Nous sommesalors dans une galerie où débouchentde nombreux affluents temporaires,la plupart impénétrables.De direction SO-NE, la diaclasedevient rapidementNNE-SSO. Elle rencontrelatéralement une vasquelaissant en étiagedes flaques d'eau sur le planchermarmité et cupulé. On note égalementla présenced'anciens chenaux perchés à 1,5m au-dessus du bed-rock,ainsi que de dépôtsassez importants situés sur desbanquettes rocheusesà I m au-dessusdu plancher: granules,sables et argiles rou- geâtressont toujours surrnontéspar un dépôtblanc-grisâtre de sablesriches en fines (67 Vodu total, partagésen moitié argile,moitié limon). Les der- niers 70 m de cettegalerie se font selonune directiongrossièrement E-O, avecnouvelle anivée d'eau en vasquelatérale siphonnante, pour déboucher sur le réseaupérenne. L'amont de ce réseauactif (Affluent de la Trémie) est une grandedia- clase(0,7 - 1 m x 4 m) presquerectiligne (SSO-NNE) qui se développe sur environ 180m et se termine,après passage d'une voûtemouillante sous trémie,par un siphoncoté à -19 m. Les paroissont déchiquetéesde lames d'érosion et le plancherest entrecoupéde petits bassinsséparés par des lamesrocheuses acérées ; trois cheminéesdébouchent dans le plafond. I-es 170m de la DiaclaseAval prolongentce réseause terminantpar une vasqueprofonde avec siphonpénétrable par plongée.Il s'agit d'une galerie (1,5 x 2m) sur diaclaseet joint de stratificationbien dégagé,de plafond rectiligne à fissurestransversales mises en creux. Des chenaux d'écoulementhorizontal subsistent à environ 1,7m au-dessusdu lit actuel du cours d'eau, et des banquettesrocheuses situées à environ 1,5 m de hauteursont légèrementremodelées par des canneluresverticales. Au fur et à mesureque I'on se rapprochedu Siphon Aval, la galerie est creusée latéralement,et sur les banquettesrocheuses perchées se remarcluele double remplissageobservé précédemment (échantillons supérieurs et inférieurs): le dépôtblanc-grisâtre est creuséde petitesentailles linéaires verticales. Les parois de la cavité sont luisantes,couvertes de cupules de rodage et d'érosion. En rive gauche,15 m avant le Siphon Aval, I'Affluent U.S.B.L. temporaireet particulièrementétroit (L: 0,1,-1,5m-H: 0,3-2m) à 334 profil en trou de semrre,a êtéreconnu sur 96 m en direction pratiquement N-S. Leséléments de genèse Il apparaîtque toutesles galeriesont d'abord exploité desjoints de stratification, puis ont été plus ou moins le siège de phénomènesde surcreusementleur conférantle profil en trou de semrre: joint d'un banc supérieurde la massebathonienne de I'entrée au P7, joint d'un banc inférieur pour le restedu réseau. Il apparaîtensuite que de I'entréeau P7, prédominentles micro-formes impliquant un écoulementet une action mécaniquedes voûtes,alors que le reste du réseauest surtout marqué par les micro-fonnes de corrosion (écoulementlent en régime noyé), d'évorsion (écoulementlibre, plus rapide),et de remplissage. Compte-tenu des éléments recueillis au niveau des analyses morphologiques,hydrologiques et karstologiques,il estpossible de proposer deséléments de datationdu karstbathonien de la Dalle d'Etain. c) datation du karst bathonien du bassin de Delut Au vu des analysesprécédentes, il est possiblede proposerune chronologiedes différentesphases génétiques du karst dansle bassinde la Damusse.Cette datationest présentéed'une part pour les formesliées au drainagehorizontal et d'autrepart pour cellesliées au drainagevertical. Lesformes de drainagehorizontal I-es différentesphases d'établissement du réseaupeuvent se schématiser de la manièresuivante (figure III-15). A I'origine n'existait que I'actuel réseauactif pérenne.Ce réseau s'établit à partir d'un joint de stratificationet de fissures de la masse bathonienne.Le creusements'effectue classiquementpar corrosion en régime noyé, peut-êtreà I'intérieur d'une nappecaptive sous les argiles calloviennes,et sousforme de conduitssyngénétiques (Phase I). Intervient alors une première période de surcreusementavec phase finale de comblement(Phase II et débutde phaseIII): le réseauconnaît sa deuxième retouchepost-génétique et évolueen galerieparagénétique ou de creusement remontant@hase III). Une phase de recreusementdu remplissageaboutit au deuxième surcreusementdu bed-rock(Phase IV). La phaseV correspondà la sinrationactuelle. 33s Les analogiesavec un cycle périglaciairesont troublantes : - la phase I supposeun climat fournissant eau et COz en abondance: interglaciairede tlpe "tempéré"à nuanceschaudes et humideset v êgétationabondante, - la phase II de type anaglaciaireplaide pour un simple renforcementdes quantitésd'eau écoulées,correspondant à un type climatiqueplus frais et plus humide, - la phaseIII, de comblement,caractérise un certaintarissement, mais non un arrêt total des écoulements.La partie supérieuredu joint de stratificationest attaquée,mais non défoncée.Cette phase pourrait correspondreà un pléniglaciaire,froid et relativement sec,les écoulements ne seproduisant qu'en dégel estival, - la phase IV, de type cataglaciaire,implique un retour à des conditions"temffrées" fraîcheset humides, - la phaseV caractériseles conditionsactuelles et subactuelles. Lesformes de drainagevertical Nous avonsvu que l'évolution de ces formespouvait être actuellement très rapide, de I'ordre de quelques années seulement,alors que les écoulementssouterrains étaient au minimum sinrésà 18-20mètres sous leur entréeet ne pouvaientplus guèreavoir d'incidencemajeure et directesur leur évolution: ces formesde drainagevertical se rattachantà I'exokarst sontdonc desformes relicnrelles. Nous avons vu d'autre part que leur localisation actuelle dans la distribution desdifférents éléments du relief en faisait des formesrécentes. postérieuresà la dernièrepériode froide. Nous avonsvu enfin que leur mise en place,probablement préparée par la corrosiondes discontinuitéstectoniques dès la phaseI, était à mettre en relation avec un phénomènede battementde nappe correspondantà la phaseIII: la napperemonte à ce momentde 3-4 mètresau moins, avantde redescendre.Il nous sembledonc que c'est à la charnièredes phasesIII et fV qu'il conviendraitde faire remonterles premièresmanifestations de I'exokarst: - les discontinuités subverticalesdu calcaire ont êté mises globalementsous régime de compressionet de corrosion (Itr) avant de connaître un régime de détente hydrostatique et mécanique(décapage du recouvrementde Callovien), 336 - le niveau de bases'abaisse en phaseIV, déblayantles conduits souterainset abaissantI'altitude du bed-rockpar surcreusement, - l'évacuationgravitaire et assistéepar la captationdes écoulements de surface(perte) favorise le façonnementper-descendum des drainsverticaux. Par association,le cycle de type périglaciairedéfini pour les formesde drainagehorizontal correspondraitau demier cycle froid. Deux autres argumentsplaident pour une genèseessentiellement wûrmiennedes réseauxsouterrains dans le bassinde Delut et probablement sur tout I'interfluve Loison-Othainoù ils restentà pénétrer. Le premier,fondamental, est I'impressionde plus grandeancienneté deskarsts, y comprisbathoniens (Forêt de Jaulnay),qui jouxtent la vallée de la Meuse. Le deuxièmeest le nécessaireenfoncement du réseauhydrographique déterminantle passaged'une hydrodynamiquede nappe captive à une hydrodynamiquede nappelibre. Or, le long de I'interfluve Loison-Othain,en rive gauchedu Loison, nous avons admis la possibilité que le replat marqué dans le Callovien moyen (à 223-226m d'altitude) et dominantla rivière de 20-25m puisse être un témoin rissien (Premièrepartie). Si tel était bien le cas, cela signifierait qu'à cette époque,le pied des versantsargileux actuels et karstifiés était à peine au contactdu Bathonien: le siphon de la rivière du Failly se situantentre 2I5 et220 m d'altitude,et les vallonsde la dépression de Delut ne portant la trace que d'un seul cycle périglaciaire,le cycle wûrmien.Le retardde karstificationentre I'axe mosanet l'axe du Loison pourrait s'expliquerpar le retard de la vague d'érosion régressiveen direction des affluents, alors que le niveau de base mosan était déjà handicapépar la perte de la Moselle,et entamaitle remblaiementde son talweg. Conclusion Représentatifde I'interfluve Loison-Othain,le karst du bassinde Delut permet par la rclative richessede ses formes endo- et exo-karstiques,'Woëvreune approche morphologique dynamique de la karstification en septentrionale. 337 le relief y évolue de nos jours sousla commandedu facteurkarstique qui développepar sesnombreuses entrées une multitude de niveauxde base locaux captantles eaux provenantd'une véritable épongeargileuse. La multiplication des entaillesdans les collines a favorisé le recoupementdes mèchesdrainantes que sont les Pierresd'eau. La pénétrationde I'eau dans les argiles est donc possible,ce qui génèreune intensesolifluction auto- entretenue. I-e karst couvert y apparaîtégalement de type gravifique, son moteur ayant été I'entaille réaliséepar le réseauhydrographique orthoclinal. Il sembleégalement acquis que I'organisationdes circulations souterraines se soit préparéeau cours d'une longuephase d'évolution en régimenoyé de nappecaptive, et que I'organisationdu systèmekarstique en drain et sous- systèmenoyé soit attribuableau Quatemairerécent. La répercussionen surfacede ce travail souterrainne remonteraitqu'au postglaciaire,et I'exokarst ne serait plus aujourd'hui qu'une forme en partie relictuelle tandisque I'endokarstserait toujours actif. Ir - LA SpÉCrFrCrTÉ KARSTTQUE DES ÉCOUT,EMENTS DANS LE BASSIN DE DELUT Naturellementporeuse et finementfissurée, la Dalle d'Etain est une formation hydrogéologiqueaquifère. En tant que telle son alimentationest fondamentalementd'origine pluviale, mais elle est partiellementrecouverte de collines argileusesqui lui restituentune partie des apportspluviomé- triquescaptés. D'autre part elle est le siège, comme toute masse carbonatée,de processusde corrosionqui ont modifiéses aptitudes physiques d'écoulement pour I'organiseren un systèmekarstique. C'est là sonoriginalité première. ApÈs avoir rappeléles grandstraits de I'organisationde la circulation de I'eau dansle bassin-versantdu ruisseaudu Moulin, nouschercherons à démontrerla specificitéde leur organisationpar le karst, puis nous verrons quellessont les conséquencesde cettehydrologie particulière sur l'érosion descollines argileuses et de la Dalle d'Etain. L. La complexité de la circulation de I'eau dans le bassin- versant de Delut L'eau qui ruissellesur les buttesargileuses, issue des précipitations et des sourcinsdes pierresd'eau, est captéepar les dolines et les gouffres absorbantsdans la concavitébasale des versants,au contact de la Dalle 338 d'Etain. Cette eau transitepar les drainskarstiques pour atteindrela nappe des calcaires.Elle résurgeen différentspoints autour du village de Delut et donnenaissance à la sourcedu ruisseaudu Moulin, la Damusse. Dansla dépression,sur les glacis de reverset au fond desvallons, le ruissellementn'est qu'épisodique.Il est fonction non seulementde la saturationen eau des sols, de la nappe de gelifracts à matrice limono- argileuse,de I'interventionponctuelle du gel, mais ausside la mise hors circuit momentanéedes perteskarstiques en amont, dans les rondvaux. Celles-cipeuvent être obstruéespar les couléesde solifluxion; dèslors le ruissellements'établit en surfaceet les eauxsont évacuées dans les vallonsen directiondu Loison par la valléeétroite du ruisseaudu Moulin. Le village de Delut occupantla tête de ce réseauaérien permanent, on peut y observer,en périodede crue,le cumul de trois types d'écoulements: lent et différé de nappe,ruissellement rapide karstique, ruissellement rapide de crue de surface. Mais ces conditionsde circulationgénéralisée des eaux ne sontréalisées que quelquesdizaines de jours par an, essentiellementen hiver. Pour le reste,la sourcede la Damusseassure la pérennitédes écoulements à partir du réservoirque forme le calcairede la Dalle d'Etain. 2. L'organisation karstique des écoulementsdans la Dalle d'Etain Nous avonsvu (supra) que la dalle calcaired'Etain était caractérisée par I'existenced'émergences liées pour l'essentielà I'existenced'une nappe libre. Mais de par les caractéristiquesde I'organisationdes vides, cètte nappeconstitue un systèmekarstique. a) Un systèmekarstique Cettenotion définie par A. Mangin (L974-1975)définit un < L'exokarstet son environnementimmédiat comprend en effet : - les terrainscalloviens (la compressehumide) qri foumissentpar réaction immédiate (ruissellement)ou retardée (drainagedes Pierresd'Eau), ressuyagedes colluvions, une partiedes apports à I'endokarst, - les pertes d'eau, discontinuitésde la roche élargie par des processuscomplexes (figure III-13), qui sont les voies d'une infiltration rapideet massive. L'endokarstest égalementstructuré : I'infiltration se concentre,entre 15 et 20 mètressous le toit des calcaires,en un systèmede ruissellement souterraindont la grotte du Failly représentesinon le collecteurprincipal, du moins I'un d'entre eux. De nombreusesgaleries ou simplesfissures affleurantestémoignent d'une organisationcomparable à celle d'un réseau hydrographiquede surface. Globalement,le caractèrepérenne de ces circulations s'opposeau caractèrefondamentalement temporaire des circulations qui atteignent I'exokarstet pénétrentensuite dans l'endokarst. Le caractèrehorizontal de ces circulationss'oppose au caractère vertical desécoulements provenant des pertes d'eau. Il existedonc bien: - une zonedite non saturéeen hydrologieclassique ; c'est le sous- systèmeinfiltration de l'hydrologie karstique, - une zone dite saturéeen hydrologie classique; c'est le sous- systèmekarst noyé de I'hydrologiekarstique. Pour sa partie pérenne,la rivière du Failly se situe en quelquesorte à I'interfaceentre ces deux sous-systèmes. A I'amont de I'affluent de la Trémie (figure III-14), et bien que présentantdes zonesde ruissellementtemporaire sub-horizontal, elle se développedans la zone de transit à dominanteverticale ou sous-système infiltration. A son extrêmitéaval, le siphonréalise le passaged'un sous-systèmeà I'autre. Son explorationsous-aquatique a montré que c'était une galerie hautede 2 à 3 m, et large de I à 2 m (diaclase)entièrement noyée. Ceci démontreque mêmedans le systèmenoyé desdrains existent dans la masserocheuse, et que ce sous-systèmekarst noyé n'est pas une simple zone noyée de nappe libre poreuse.Ils peuvent posséderleur secteur autonomed'alimentation comme le laisseraitsupposer I'existence de pertes 340 d'eauà I'aval du siphon(figure ltr-l l), constituantavec I'encaissant calcaire des systèmesannexes au drainage(figure trI-s). C'est le sous-systèmekarst-noyé qui assure la pérennitédes écoulementsdans une partie de la grotte du Failly et surtoutà l'émergence du système- la Damusse- qui avecl'émergence d'un autrepetit système affluent,le Trou de Mircoussin,donne naissance au Ruisseaudu Moulin. Le systèmekarstique n'est donc pas simplementun lieu de transit d'eaux qui, perdues en surface, se retrouveraientintégralement et rapidementaux émergences,sorte d'ouvrage de plomberiequ'aucune vanne, aucunrobinet, ne compliquerait. C'est pourquoiles réponseshydrologiques du systèmekarstique sont complexes. b) Caractéristiquesgénérales des écoulementsaux exu- toires du systèmekarstique Les eaux recueilliesà I'exutoire du systèmekarstique du bassinde Delut livrent une information globale relative à I'organisation de I'hydrographiesouterraine. Iæs débitsdu ruisseaudu Moulin sont le résultat d'un mélangenon-homogène de familles d'eau d'origines différenteset qui par leur tempsde transitplus ou moins long dansI'aquifère karstiqueont pu acquérirdes caractèresdifférents. Cettevéritable personnalisation des famillesd'eaux est consécutiveà I'organisationinterne du systèmeen zonesplus ou moins capacitiveset zones plus ou moinstransmissives. De la description qui précède, on peut considérerque seront transmissifs,les vides de la rocheaggrandis par les différentsmécanismes qui présidentà la karstification(conosion, ). Pertes,gouffres galeries du sous-système,inflitrations, permettent un transitrapide et massifdes eaux provenantdes écoulementsde surface.Ils serontle siège d'un véritable ruissellementsouterrain circulant tantôt verticalement,tantôt horizonta- lement. Par contre la "zone noyée" et plus particulièrementses systèmes annexesforment un ensemblede type plus capacitifque transmissif. La morphogénèsedu bassinde Delut induit I'existence d'un système intermédiaireà la fois médiocrementcapacitif et médiocrementtransmissif. Régime de détente et gélifraction quaternaire ont contribué à la perméabilisationde la dalle calcaire,dans le fond de la dépression.Il en est de même en pied de versant où le décapagepartiel des argiles et une solifluxion épisodiquesoumettent la Dalle d'Etain à un régime altemé de compressionet de détente. 34r Par contre,plus en profondeur,le régime de compressionI'emporte sur le régime de détente (P.Renault L967-1969)comme I'a prouvé I'observation des carrières (supra), et comme le confirment dans I'endokarst: - le caractèresystématiquement fermé des fissuresrecoupant les galeriesde la grotte du Failly, - la quasi-absencede concrétionnementà leur débouché, - I'aspectsain des parois et voûtesde galeriesdont le planchern'est pas encombréde blocs. Ceci introduit dansla massecalcaire une discontinuitéphysique qui se caractérisepar une pennéabilité accrue des horizons superficiels,par oppositionà la perméabiliténaturelle, moindre, de I'encaissant.C'est d'ailleurs danscette "zone des7 mètres"que : - se constituentles petits réseauxd'accès sub-horizontauxà I'endokarst(grotte du Siphon, figure III-7 ; extrêmeamont de la grottedu Failly, figure III-12), - s'établissentde minusculesdrains, sur, et surtout sousun mince niveauargileux sporadique (G37, figure m-14), - s'observentles amasde portionsde voûte et de parois éboulées (grotte du Siphon). Cette discontinuitéaffectant la partie superficiellede la Dalle d'Etain constitueun aquifèreépikarstique << d'un grandintérêt dansla mesureoù il constituele réservoirprincipal d'alimentationpour l'évapotranspiration> (4. Mangin 1974-75). Ses dimensionsréduites expliquent largement la faiblessedu défîcit d'écoulement constatédans l'établissementdu bilan hydrologique du Ruisseaudu Moulin (IIème partie).Par contre,rapidement saturé par les précipitationshivemales, il peut : - favoriserles écoulementsde fond de vallon dansla dépressionde Delut, - alimenter par infiltration lente, grâce à la porosité et la micro- fissurationnaturelles des horizons inférieurs, le karst sous-jacent, - constitueren pied de versantsargileux un réceptaclepour le ressuyagedes argiles et colluvions, participant ainsi à I'effet régulateurde la compressehumide. 342 L'influence de I'organisation structurelle particulière du système karstique sur les écoulements,peut se retrouverpar I'analyse chimique et physiquedes eaux à la stationde Delut. 3. L'analyse physico-chimiquedes écoulementsdu Ruisseau du Moulin Dès 1978,nous nous sornmesattachés à compléterpar des mesures d'ordrephysico-chimique, les donnéespurement hydrologiques recueillies à la stationde Delut. Mais ce n'est quedepuis 1984 que la systématisationde cesmesures est intervenue. a) Limites des analysesphysico-chimiques à la station de Delut Les limites d'interprétationqu'impose le recueil instrumentaldes données dans le milieu naturel, sont de trois ordres: stationnel, instrumentalet analytique. De par son implantationtrès à l'aval desdeux émergences principales du systèmekarstique du bassin de Delut, la station hydrométriquedu Ruisseaudu Moulin offre des sériesde donnéesqui doivent être maniées avec une certaineprudence. Elle ne constituepas à proprementparler une station d'émergencekarstique, puisque située à environ I km de l'émergenceprincipale, la Damusse.Les paramètreshydrologiques et physico-chimiquespeuvent donc subir sur ce trajet une dénahrrationplus ou moins poussée: - prélèvementsévapotranspiratoires et possible drainancedes écoulementsvers le calcairesous-jacent aux formationsalluviales, - réchauffementdes eaux entraînantun départ du COz équilibrant, avecmodification des équilibres chimiques, - apportsruisselants en provenancedu fond de la dépression(en période de très fortes précipitations)ou des versantsargileux encadrantla vallée du ruisseau, - resédimentationdes transportsen suspensionou au contraire phénomènesde sapementde berge, - remiseen suspensiondes sédiments par les nombreuxbovidés qui, tout en s'abreuvantdans le Ruisseaudu Moulin, ont toujours montré le plus vif intérêtpour nos rechercheset nos appareilsde mesure. 343 (b) (a) o'Ut{ECRUE IIIVERNALE DURUISSEAU DUtilouLl}l ETUDEpHysIco-cHIItIQUE D.Ut{ 601{FLEr,tEr{T ESTML ET FIG.III-16 a. llôuteur Rôu du hoolit Itùutcur piéadÉtrc :È Pdr rolidcs ng/l Tlr.f SoLlcts m91l Ttl en "F 40 C 40 ?0 l0 tu 0 llû rn Hcil Ràu du Soiices llout?!: âèr aJ l{oulin pi éz@ètrc lÀoulin 6c/'l Hèuleur 2ié:cîètre lr! Pfrn È-{ 3ol ides Dç.11 'F a1 nl !n 90 o g0 70 b 60 50 o--+- 344 D'un point de vue instrumental,I'automatisation des mesuresn'a pas éténon plus sansposer quelques sérieux problèmes qui n'ont pu être résolus que pas à pas,ne donnantdonc pas la mêmevaleur de représentativitéaux premièreset aux dernièresmesurcs réalisées, et interrompantplus ou moins longuementles séries. D'un point de vue méthodologiqueet analytique,il faut distinguerla prise d'échantillonet sontraitement. La prise d'échantillon se fait par I'intermédiaire d'un appareil automatiquede type I.S.C.O.protégé dans un abri qu'il a fallu calfeutrer (gel, chaleur).Chaque flacon d'un litre et demi correspondà 4 prélèvements effectués par tranche de huit heures. Leur relève a lieu une fois par semaine.Ils peuventdonc être soumismalgré les précautionsprises, aux effets du gel et de l'évapotranspirationqui entraînentsoit despr,écipitations, soit desconcentrations des solutions. Le traitement des échantillons moyens octo-horaires se fait par filtration pour les élémentssolides et par complexométriepour le calcium. La présencede gypsedans les argilescalloviennes peut donc fausser I'attribution de la phasecarbonatée aux seulscalcaires, puisque la mesuredu TH - Titre Hydrotimétrique)prend en compte la teneur totale en sels de calciumet de magnésium. De ce fait, les analysesqui vont suivrene peuventavoir qu'unevaleur indicative.Elles portent sur un gonflementde saisonchaude et un épisodede cruesde saisonfroide. b) Analyse d'un gonflement de saison chaude La figure III-16a présenteune situation caractéristiquedes étés lorrains, lorsque des précipitationsviennent interrompreplus ou moins longuementune phase de tarissement.En complémentdes paramètres physico-chimiquesprésentés supra, on trouve sur cette figure les hauteurs d'eau enregistréesau limnigraphedu Ruisseaudu Moulin et au piézomètre de Delut, ainsi que les précipitationshoraires mesurées à proximité du piézomètre,dans le village même. Au plan pluviométriquese succèdenttrois aversesdissemblables : la premièredans la journéedu 30 août (8,4 mm en 11 heures),la secondele 31 août (25,5mm en 13 heures),la troisièmeà cheval sur le 31 août et le ler septembre(2,8 mm en t heures). Au plan hydrologique,le ruisseaudu Moulin réagit faiblement,mais presque instantanémentà la première averse; par paliers et plus vigoureusementà la deuxième; tandisque la troisièmeaverse passe pour ainsi dire inaperçue.Les décalagesentre impulsionspluviométriques et 345 réponsehydrologique sont courtesen phasede montée: d'ordre horaire à bi-horairepour les premièresréactions ; de I'ordre d'une à quatreheures entre le cæur de chaqueaverse et le sommetdu gonflement.La phasede retour à la situationde statutquo anté se fait environ8 à 10 jours plus tard. I-e piézomètrese comportetrès différemment.Il ne réagit tout d'abord qu'imperceptiblementet avec un grand retard (10 heures)à la première averse;plus nettementet avecdeux heures de décalageà la seconde;mais ne réalise son plus haut niveau qu'environ 30 heuresaprès le ceur de I'averseprincipale. Ce gonflementsouterrain reste étal pendant6 heures environ,le niveaude départn'étant retrouvéque 8 à 10 jours plus tard. Les déphasagesenregistrés montrent que les réactionsimpulsionnelles sontdifférentes en raisonde la dualitédes modes de circulationde I'eau. Par contre, la concomittancedes retoursaux situationsantérieures montreune interactiontrès nettede cestypes d'écoulements. C'est égalementce qui ressortde l'analysehydrochimique. La première aversese traduit par une légèreaugmentaiton des apportsen ions Ca++, suiviepar une phasede décroissanceun peuplus marquée. La séquenceentre les deux premièresaverses est marquéepar une légèreremontée des concentrations,tandis que la deuxièmeaverse marque leur effondrement,rapidement suivi par une phasede fort réaccroissement. La troisièmeaverse se traduit par un petit palier. Mais il faut noter qu'en phasesnon influencéeset de décruegénéralisée (Ruisseau du Moulin) ou paroxysmale(piézomètre), les concentrationsaugmentent progressivement pour redevenirplus élevéesqu'à l'origine desgonflements. L'analyse au plan physiques'avère plus délicatedu fait de variations importantespeu explicables: charnièresentrc le 29 et le 30 août, le 2 etle 3 septembre.En restant prudent, elle démontre simplement par la concomittancedes phases principales de gonflementet de chute desteneurs en élémentssolides, la pÉdominanced'un écoulementrelativement rapide et donccompétent, de type ruissellement. L'interprétation que nous proposonsest la suivante: l'épisode du 30 août traduit essentiellementun effet de chasse.L'eau d'origine souterraine(forte concentrationen calcium et faible teneur en éIéments solides)est pousséepar les apportspluviométriques directs et légèremenr différés,dans le lit du ruisseau. La fin du gonflementet I'anêt desprécipitations favorisent une légère remontée des concentrations(dissous) caractérisantdes écoulements souterrainsqui redeviennentprépondérants dans les débits du ruisseau; alorsque le régimede tarissementn'est pasencore réétabli. La deuxièmeaverse traduit en revancheI'arrivée d'apports de surface ayantpréalablement ruisselé en domainesouterrain (phénomène de ciseaux 346 desdeux concentrationsmesurées) puis empruntéles drainsde la zonenoyée ("crue" du piézomètre). La phasepostérieure traduirait une reprisedes apportsprovenant des systèmesannexes de la zonenoyée, et leur évacuationpar les drains: eaude plus en plus minéralisée,car ayant été stockéedepuis longtemps dans la roche, et pouvant circuler dans les drains libérés du ruissellement souterrain. Ce comportementest semblabledans ses grandes lignes à ceux décrits par A. Mangin 1974-75)et M. Bakalowicz(L979) et retrouvésen Lorraine par M. Thillay (1979) sur le systèmekarstique de I'Aroffe souterraine. Il confirmedonc que d'un point de vue hydrodynamiquele Ruisseaudu Moulin tire une bonnepart de sesspécificités analysées en deuxièmepartie de ce travail, de son alimentationde type karstique. c) Analyse d'une crue de saison froide La situation de fin février 1990 (figure III-16b) est également caractéristiquedu contextepluvio-hydrologique lorrain, par I'enchaînement de gonflementset de cruesconsécutif au passagede corpspluvieux d'origine océanique. Si les variationsdes paramètres mesurés sont de plus grandeampleur que dansI'exemple précédemmenttraité, le pas de temps dèsprélèvements physico-chimiquesrend I'analysedynamique plus aléatoire. Il est toutefoispossible de faire quatreremarques. En premier lieu, les concentrationschimiques sont pratiquement identique_sà celles de I'exempleprécédent, avant que ne s'instaurelé régime {e c-rue.Les systèmesannexes ont donc été rechargéspar les précipitaiions de début d'hiver et leur eau a donc eu le temps d'acquéril unè bonne minéralisation.I,'analyse purementhydrologique avait démontréque janvier-févrierétaient les mois de plus forts débitsde base. En secondlieu, on notera I'effet de transit des sédimentsqui accompagneles d9g* premièrescrues, tandis que la troisièmene restitueque desteneurs plus, faibles pour des débitsforts. L'exportation dessuspensions est donc un phénomèneépisodique, qui s'accompagned'un véritable lgtt_oyagetant aérienque souterraindes talwegs,des perteset des conduits (J. Corbonnois,P. Gamez,M. Sary 1985). Accessoiiementon notera les très fortes teneursmesurées qui laissentprésager du rôle éminentjoué par le karst dans I'exportation des produits résultant de la morphbgénèse externe. 347 EXPORTATION I,IOYENNE I.IENSUELLE DE PRODUITSEN SUSPENSION Fig.III-l7a DANSLE RUISSEAUDU IIOULII{ A DELUTfi984-85. à 1989-90). Ql/s fum 100 /\\ o |*JQ1/s t\\ tlknztan \." f \/\ E Pinm y"' ,/ - ^\ Ruisse'l \ r lement l/s tlkn?lan ---.r"rortr. | ,'X--' \" t'.. \ 'o," \ \. \ nt \\.\ [:.-;".' oo'\ \ \yrrx..l: l.l J mg/l l/s 200 400 tlkn?/an E tlknZ/an E nappel/s E l/s 'o.-..-d E J-'."fi: /i\"/o\\ ^tt- Y'"'o concentra- r tion CaC0, l0 300 -:nt\ ng/l -.-!t--"i /'''',,'.-""-"';\ v \ \ \- \ t\=-r_ .t* r;::b 200 'o t{ Fig. I II-l 7b EXPORTATIOIIIIOYEI{I{E IIEI{SUELLE DE CARBO]IATESDISSOUS A LA sTATIoilDE DELUT (1984-85 e 1989-90). 348 En troisièmelieu on rcmarqueraque la nette remontéedes teneursen élémentsdissous (3ème crue) se voit suivieen phasede décruepar une aussi nette remontéedes transportssolides. Nous y voyons I'intervention des écoulementsde type retardé(figure III-5) danslesquels l'épikarst doit jouer un rôle non négligeable,ainsi qu'un accroissementdes apports en provenancede systèmesannexes ayant réalisé tout ou partie de leur capacité de stockage. En quatrièmelieu, la faible duréedes épisodes de montéeet de descente de crue, confirmeI'impression que le ruissellementest importantdans le karst,milieu "aêté",mais qu'il est tÈs nettementsoutenu par la capacitédu sous-systèmekarst noyé. Il apparaîtdonc qu'en dépit des limites imposéesà I'analyse par I'instrumentationet la méthodologieutilisées, l'étude physico-chimique des écoulementsdu karst de la Dalle d'Etain apporteconfirmation globale de la specificitéde sondrainage de type karstique. Ce drainagefavorise comme nous allons le voir l'activité de l'érosion dansle bassinde Delut. 4. L'érosion dans le bassin-versantkarstique du Ruisseau du Moulin C'est probablementdans l'étude quantifiéede la morphogénèseactuelle que I'on peut prendretoute la mesuredes interactionspropres au milieu naturelen général,et karstifiéen particulier.Surtout lorsqu'aux processus purementphysiques se surimposentdes actions d'origine anthropique. a) Les conditions naturelles et anthropiques de la desta- bilisation des versants Nous avonsvu en étudiantla morphogénèsede I'interfluve Loison- Othainet du bassinde Delut, qu'elle témoignaitd'un façonnementen milieu périglaciaire,mais qu'elle n'était guèrestabilisée aujourd'hui. Si, dansla dépression,l'érosion dépenddes différentstypes de ruissellement,c'est sur les versantsargileux que domine la principalepourvoyeuse de produits d'érosionsous forme solide: la solifluxion. Plusieursfacteurs naturels la favorisent: - les argilescalloviennes atteignent facilement la limite de plasticité du fait de leur texturesableuse et de la présence,plus ponctuelle, de zonesde concentrationsg)?seuses. La micro-structuresouvent schisteuse(argiles micacées), le lessivagedes carbonates(limons 349 éoliens),du fer, des composéshydrosolubles du mull-moder (horizon A) créent dansles horizons supérieursdes conditions satisfaisantesde la circulationde I'eau (pélosols)tandis que le lessivagedes argiles créedes plans de compactiondu matériauet renforce son imperméabilisation (P. Gamez- F. Gras - M. Sary 1979). Si I'on ajoute la multiplication des fentes de rétraction,on constateque la partie superficielledes argiles est lardéede plansde glissementsfavorables à sa destabilisation, - les petits bancsdes Pierresd'Eau recoupéspar les versantssont autant de drains qui favorisent au niveau des sourcins I'humectationdes colluvions de versant, - cette armature est suffisante pour entretenir une raideur des versantsargileux, entretenant I'effet de la gravité, - I'irrégularité climatiqueexplique le fonctionnementdiscontinu des processusqui commandentla solifluxion actuelle(cf. : première partie). Mais ces facteursde prédispositionactifs ou latentssont tributaires aujourd'huide I'utilisation du sol et de certainesfaçons culturales : - la déforestationqui apparaîtdès le milieu du XIIIe siècle (P. Gamez- M. Sary 1979) est le facteur essentiel de I'instabilité des versants.La solifluxion est généraliséedans les rondvauxdéboisés comme ceux du Fond desVaux et du Fond des Naux (annexeIII-2), - la reconversionprogressive, depuis un siècle, des cultures en herbages(tableau m-l) favorisele développementdes processus de solifluxion aux dépensde l'érosion linéaire, Années Surfaceslabourées (ha) Surfacesen herbe(ha) 1848 62s 170 L907 511 292 l97L 190 472 1978 139 476 TableauItr-l : Évohtion de I'occupationdu sol sur le territoire de la communede Delut 350 - I'aménagementponctuel d'abreuvoirs d'appoint sur les niveauxde Pierresd'Eau desreplats ou desversants crée des cicatricesvives d'arrachementet favoriseI'imprégnation hydrique des déblaiset colluvions, - la transformationd'un taillis sousfutaie, en fttaie, entraînela créationde cheminsd'exploitation pour véhiculeslourds ou crée desomières, favorisant les déséquilibresainsi que desphénomènes de tassementqui modifient les circulationsaériennes ou hypoder- miquesà proximité desouvertures karstiques entraînant la destabi- lisation de leurs flancs, - I'abandondes drainsceinturant le massifforestier ("les royaux") n'isole plus ce dernier, ni le recouvrementargileux qui le supporte,du fond calcairede la dépression. n y a donc là une grande variétê de facteurs accélérantla destabilisationdes versants. b) L'influence du karst sur Ia solifluxion gt]g apparaîtdéterminante dans la mesureoù les ouvertureskarstiques se localisenten pied de versantsargileux et du fait de la relativejeunessè de son apparition( supra). Ces ouveffuresforment un liseré dense,relié à un systèmede drains horizontaux.puis verticaux,caractérisant I'organisation du drainagede la massecalcaire. Elles constituentautant de niveaux de base locaux conditionnant directementla dynamiquedes processusd'érosion sur les versantset en particulier ceux de la solifluxion. Néanmoins,lesmodalités de cet appelau vide sontfonction desdonnées de la morphogénèseet du couvertvégétal: - entreles rondvaux,les interfluvessecondaires façorurés en éperons sontrelativement stables du fait d'une divergencedu drainagèdans les Pierresd'Eau et d'unequasi-absence d'ouvertures karstiques ; - les rondvauxboisés paraissent relativement stables, l'érosion ne s'y manifestantque sous la forme d'entailles (ravins) liés à la concentrationdu ruissellementet à son organisationen système ; hydrographiquesélémentaires, vers des pertes d'eau dônt les flancs sont stabiliséspar le systèmeracinairê forestier; le système karstiquerestant ouvert, participe à l'évacuation des produits de l'érosion; 35r - les rondvaux déboiséset en herbe sont en revanchele lieu privilégié où se développeune solifluxion généraliséequi colmare fréquemmentles ouvertureskarstiques, avant d'être évacuéplus ou moins brutalementpar un débourragedû aux circulations souterraines(tassement et suffosion). La solifluxion est véritablement<< assistée par le karst > (M. sary 1984),qui participe à sa réalisationet assurele transit de sesmatériaui. 9!an1 aux modifications apportéespar les actions anthropiques,elles témoignentde la fragilité héritéeet acfuelledes milieux dè l-'interfluve Loison-Othainet du bassinde Delut, en particulier.L'originalité maintes fois développéedans ce travail, de I'interfluve Loison-Othain,se trouve ainsi confirmée. c) La mesure de l'érosion des sols et des versants dans le bassin de la Damusse C'est sur les basesde ces constatationsd'ordre qualitatif que le C.E.G.U.M.a entreprisune étudede type quantitatif. Iæspremières mesures réalisées en 1978et 1979par desprélèvements essentiellementmanuels en des sites jugés représentatilsde cette morphogénèseparticulière (P. GAMEZ 1985) sonr résuméesdans le tableau III-2. Ruissellement Ruissellement' Exutoiredu I-es sruvallons culti- sousforêt et sur bassin-versant Bouillons vés (rondvaux) pâtuages Activitémoyenne 40 l7l 36s l0 annuelle(enjoun) Débit rnoyenpar jour 0,417 0,128 0,164 0,469 de fonctionnement Surface d'alimenta- 2,5 3,5 I 1,5 3,5 tion concernée (hnz) Tubidité moyenne 181 63 4 394 (mg/l) Nombrede mesures l0 25 r02 t0 Tonnageannuel 262 r20 228 159 exporté Dégradationspécifi- 104 34 r9 45 que t/lanz/an) Tableaum-2: I-es transportssolides dans le bassin-versantde la Damusse (r978-1979) 352 En dépit de leur caractèresommaire dû au protocolede mesureadopté, cespremiers résultats confirment les donnéesde I'analysequalitative : - 70 Vo destransports solides du bassin de Delut transitentpar I'exutoirede trop-pleindes crues du karst(Les Bouillonssituéiau cæurdu village) lors d'épisodesqui ne correspondentqu'à 8 Vode l'écoulementtotal annuel, - la mobilisationdes éléments solides se fait en majorité dansles rondvauxdéboisés, mais une fraction desparticules reste piégée dans le karst (où elle alimenteinégulièrement la suffosibnf et dansle fond de la dépression, - la mobilisationsur les versantsdes rondvaux boisés est bien plus faible. La systématisationdes mesurespar prélèvementautomatique à I'exutoire du bassin-versant(station hydrométrique de Delut) a permis de compléterI'analyse relative au transportdes partiCules solides en sïspension dansles eauxcourantes. L'étude de la dégradationspécifique mensuelle exprimée en tlkg11llan) s_'étab_litpour la période1984-85 à 1989-90à 46 tlfurr2lân.Indépendammerrt des différencesméthodologiques, cette valeur plus forte s'explique égalementpar le caractèrenettement plus humidede ces6 annéestSjS1nm contre 755 mm). La figure W,-17a,moltre que I'exportationdes matières en suspension dépendd'une commandefondamentals: I'abondance (et la compétence)du ruissellement,qu'il soit aérienou souterain. Celle-ci est elle-mêmeplacée sous la dépendancedes facteursbio- climatiques: - c'est en hiver.,lorsque les précipitationssont fortes et que les prélèvementsévapotranspiratoires sont faibles que ruissellementet exportationsont les plus forts, - c'est en été lorsquevégéation et évapotranspirationentravent le ruissellementque les exportationssoniles plui faibles. Il apparaît donc que le rythme des exportations solides est un remarquableindicateur saisonnier. - D'autre part que la liasion exportations/ écoulementstotaux est moins bonneque celle danslaquelle intervient le ruissellement:les débitsde base (nappekarstique) ne fournissentdonc pas de produits d'érosion,mais le systèmeendokarstique, qui est en continuitéphysique avec le milieu aérien, 353 représente,par ses vides organisés,un remarquablevecteur de l'érosion. Quelques enseignementscomplémentaires sont apportéspar la figure III-17a. tr apparaîtque plus on s'avanceau cæur del'étê et plus I'efficacitéde l'érosion diminue : écoulementstotaux et ruissellementse renforcenten juin-juillet, mais dès juillet, les exportationsqui étaient déjà faibles s'effondrentinéluctablement jusqu'en septembre,avec le ruissellementet l'écoulementtotal. La périodechamière septembre-décembre est une phasede préparation du substratumen surfaceet de nettoyagedes conduits karstiques : - à la forte augmentationdes précipitations (de septembreà octobre) ne répondentqu'une augmentationplus modestedes exportations, et plus forte du ruissellement, - ce n'est qu'à partir de décembreque les exportationsdeviendront plus fortes qu'en octobre,pour desprécipitations inférieures et un ruissellementde peu supérieur. Le déphasagerelatif entre écoulementnon ruisselantet exportations ressortbieh de-la figure III-18 (J. Corbonnois- P. Gamez-- M. Sary 1985).La comparaisondes teneursmoyennes pour 8 heureset des débits corespondantsmontre sur la périodeseptembre 1984 à avril 1985: - un parallèlismegrossier entre débits et concentrationsmoyennes, - despériodes de déphasagesimportants, - une forte variation des concentrations(4 à 1000 mgÂ) avec les valeursles plus élevéesen périodede crue. C'est en septembre(14 au 16) que les teneursen solidesont été les plus fortes, ce qui correspondà la phasede nettoyagedes drainskarstiques : la premièrecrue de la nouvelleannée hydrologique reprend soit les matériaux sédimentésen fin de cycle précédent,soit ceux qui ont migré par gravité (tassementsde fond de doline- J. Nicod 1985) ou par migration lente, assistéepar le ressuyagedes formations argileuses (en place ou colluvionnées).Cene premièrecrue reprendégalement la vidange retardée de l'épikarst en connexion avec les ouvertureskarstiques (A.Mangin L974-75),vidange qui entretientla suffosion(J. Nicod 1991). Si dans les mois suivants(octobre-janvier) la corrélation est de bien meilleure qualité, les concentrationsrestent modestes pendant les phasesde crues: c'est au cours de cette période que le substratargileux s'imbibe et que se préparela solifluxion qui aboutiraà desexportations importantes par la suite. 354 = = LlJ V, v1 vl t! llJ o o ê- tn o tn vl cr lrJ an t! ê o an - t.f, co v, c,r tJ', z, UJ E = l r!É UJ J T lrJ CO z cc EJ f, sr o vræ a- uJ cn o = u, = o lrJ lrJ = o ocê u, == lrJ z .n l- uJ UJ =rJ z lrJ V, z z ul l! lrJ o Fê = E @ 3 uJ I z u, F E'I u- 355 La phasede tarissementde fin février ou les petits gonflementsde début mars, les crues de mi et fin mars, donnentdes exportationssans communemesure avec les débits en jeu : elles témoignentdu retard entre phasede préparationbio-climatique du matériauet phased'exportation hydrologiquequi sontdonc consécutives et non simultanées. d) L'ablation chimique dans le bassin de Delut Sa mesures'est faite à partir des échantillonsprélevés automati- quement.Nous renvoyonsà la critique méthodologique(supra) pour le nécessairerappel de prudencequi s'imposedans le maniementdes résultats proposésci-dessous. Aussi cetteétude ne présentera-t-elleque desrésultats d'ordre général. La figure m-17b montreque l'évolution desconcentrations moyennes mensuellesen ions Ca+ (dureté)varie : - schématiquementen raisoninverse des écoulements totaux, - plus schématiquementencore, en raisoninverse des écoulementsde nappe(débit de base). tr apparaîtdonc que la dissolutionau sein de la massecalcaire est une caractéristiqueestivale que nousmettrons en relationavec : - la fourniture de gaz carbonique(COz), - la relative lenteur des écoulementsde zone noyée impliquant un tempsde contacteau / rocheimportant, - le destockaged'une eau qui a séjoumédans I'aquifère (tout au moins une partie d'entreelle) depuisle débutde I'hiver, - la lenteur des eaux d'infiltration différée qu'entretient la compressehumide surmontantle karstcouvert. Les fréquentesindentations de cette courbe- tant en hiver qu'en étê- laissent supposerque le phénomèned'attaque chimique de la roche et le phénomèned'évacuation des solutions sont assez nettement dissociés. Ce que nous mettrons en relation avec le caractèreanisotrope du système hydrogéologiquede type karstique.L'exportation moyenneannuelle de 1984-85à 1989-90repÉsente 100 t&m2lan. Elle est en moyennemensuelle nettementplus forte en hiver qu'en êtê,et varie : schématiquement,en raisoninverse des concentrations, plus fidèlement,en raisondes débits de base, 356 - très fidèlement,en fonction desécoulements totaux qui incluent le ruissellementaérien et souterrain.Le premier cité n'intervenant guère dans le phénomène (P. Gamez 1985) car étant essentiellementlié au ruissellementet à la circulationdes argiles. On peut doncen conclureque < hebdomadairede concentrationqui diminuait le rôle des crues(hivemales et estivales)responsables des plus fortesexportations. Ceci dit, le phénomèneprésente une certaineirrégularité (Tableau rrr-3). TH a Précipitations Vitessed'énrsion mgll m3/s (mm) mm/1000ans 1984-85 314 0,133 792 45 86 328 0,109 829 39 87 307 0,162 970 54 88 311 0,177 1040 60 89 325 0,108 779 38 90 348 0,079 739 30 TableauIII-3 : Ablationkarstique (vitesse d'érosion) en mm par millénaire dansle bassinde Delut L'ablation karstique varie dans une fourchette annuelle de 30 à 60 mm/millénaire étroitementcorrélée aux apportspluviométriques et à la force des écoulements; la temperaturedont on sait qu'elle est très stableet l'évapotranspirationréduite par la profondeur à laquelle se situe le réservoirsouterrain ne semblentguère entrer en ligne de compæ. Ce sont surtout la productionde COz - certainement abondante pendantune partie de I'annéeet irrigant facilementles réseauxsouterrains du fait de la localisationforestière des entrées karstiques - ainsi que I'effet de compresseargileuse humide, qui expliquentces valeurs élevées. Aucunemesure de ce type n'étant disponiblepour la Lorraine, à notre connaissance,la comparaisonavec d'autresrégions et d'autres types de systèmeskantiques est délicate. Il sembleraitque ces valeursplacent le karst du bassin de Delut dans une catégorie appartenantaux régions de climat océaniquefrais et peu arrosé,mais probablementau-dessus des valeursrencontrées en régions méditerranéenneshandicapées par faiblessedes précipitations et force de l'évapotranspiration(J. Nicod 1972,Ph. Martin 1991). 358 CONCLUSION Le bassin de Delut se caractérisedonc par un mode de circulation complexedes eaux, associant ou dissociantselon les casles domainesaérien et souterrain. [æs reliefs argileuxassujettissant la localisationde I'exokarstsubissent, en retour,les attaquesd'une intenseérosion assistée par le karst. Dansce milieu fragile, les interventionsanthropiques déclenchent, dans certainsrondvaux, une solifluxion généraliséequi nourrit les apportsque les drainskarstiques évacuent vers I'aval selonun rythmeplus ou moinsheurté. Quantau soubassementcalcaire, il est rongépar une forte corrosionà modalitéssaisonnières que favorisentI'environnement bio-climatique et la structurationinteme des écoulements dans le systèmekarstique. 359 CONCLUSION DU CHAPITRE SECOND L'originalitékarstique du bassinde Delut peutégalement s'évoquer en termesplus pittoresques,par desmanifestations au premier rang desquelles les "Bouillons" ont acquisune renomméelocale certaine. Ces jaillissementsd'eau boueusepouvant atteindre | à 2 mètresde hauteur, se produisenten périodesde fortes précipitations,au cæur du village, au traversd'un regardaménagé dans la chaussée. Ils progressentlatéralement, perçant le macadam, défonçant les trottoirs, inondantla partie bassedu village transforméeen < CONCLUilON DE LA TROISIÈME PARTIE La rù/oëvreseptentrionale a vraisemblablementconnu plusieurs phases de karstification,dont l'étude globalereste à entreprendre. Si leurs manifestationssont discrètessur les calcairesoxfordiens, elles sontplus nombreusesmais limitéesaux seulesmardelles dans les Argiles de la V/oëvre. C'est indubitablementle contrastelithographique des Argiles de la Woëvre et de la dalle calcaired'Etain qui offre la plus granderichesse de formesexokarstiques, et les meilleurespossibilités d'étude de I'endokarst. Ces contrasteslithologiques ont été exploitéspar la morphogénèse externe héritée, mais actuellementréactivée sous le coup d'un climat potentiellementactif aidépar I'anthropisationdu milieu, et avecI'assistance du karst. Morphogénèseet karstogénèsefont plus particulièrementévoluer les paysagesde I'interfluve Loison-Othainselon une dynamiquedifférente selon queI'on se 6itueen amontou en aval desbassins. L'implantation d'un bassin-versantd'investigation sur cet interfluve (bassin de Delut) a permis d'appréhender qualitativement et quantitativementI'activité de l'érosionen domainede karst couvert. 361 coNCLUSToNcÉNÉnu,B Au terme de cette étude il convientde soulignerune dernièrefois I'originalité de_la V/oëvre septentrionale.Lithologie et tectoniqueont imposé,sur le flanc nord du synclinalde Luxembourg,le maintiend'une hydrographiedépendante de la Meuse. La morphogénèsea exploitéce substraten y dégageantdes milieux dissemblables,dont les caractéristiquesse répercutent sui lés écoulements. Les Hauts-de-Meuse calcaires'woëvresont surtout drainésau profit de la Meuse. Les étenduesde la argileuseexpliquènt par le développementdu ruissellementla force desmodules annùeÉ et hivêrnaux, mais elles se révèlentnon productivesen été.Seuls les élémentsdu réseau hydrographiqueencore rattachésà la cuestaoxfordienne profitent de I'existenced'une nappe-relais fonctionnant dans les dépôtsquatemaires non évacués. En fait, et depuisqu'il a éteprobablement amputé du réseaude I'Orne amont,le Loisonne maintientvéritablement son cours que grâceà I'apport quelui fournissentles calcairesbathoniens. Lorsque la couvértureargiiêuse a été partiellementdécapée, la nappequ'il recèledevient libre et les émergencesfournissent des débits abondantspréservés de l'évapotrans- pirationpar leur origine souterraine. Iæs réseauxhydrographiques orthoclinaux et parallèlesdu Loisonet de I'Othain ont dégagéun interfluvemarqué par une active karstogénèse générantune érosionaujourd'hui importante. Les formes exokarstiquesde pieds de versantsargileux serventde réceptaclesaux produits d'une abondante solifluxion, tandis que I'endokarst favorise leur exportation massive et rapide, au rythme des crues saisonnières. L'endokarst présenteune hiérarchisationdu drainagede ia masse calcaire,c'est donc un systèmekarstique. En tant que tetl it est siègede p-rocessushydrologiques et chimiquescomplexes qui traduisentla réalité de l'érosionphysique et chimiquedes milieui de karit couverter suffosanrde Lorraine septentrionale. 362 Les résultats-acquis I'ont été au prix d'un importantrecours à la PePle des paramètresnaturels du milièu. Equipeméntsclimarologiques, hydrologiqueset physico--$iliquesimposent deilimites technologi[uèsei des contraintesméthodologiques certaines. Mais leur développemenr croissant,laisse, augurer une approcheencore plus précisedes processus complexesqui régissentles milieux géographiquei. n faul espérervoir se systématiser,dans un procheavenir, ce genrede démarcheinstrumentale sur dessites nouveaux et dansdes milieux dlfférents et p-tu.shomogènes. Ces investigationsciblées pourraient petit à petit conduireà une vision synthétiqueet systémiquebe la -orpitogénèsèen Lorrainedu nord. Karstogénèseet hydrologiesont deux éléments originaux et étroitement imbriqués en woëvre ,septentrionale; ils déterminéntune dynamique complexeassociée à la morphogénèsemais dont l,étude i. révèle enrichissante. La Lonaine recèleencore d'autres régions à contrasteslithologiques qui déterminentI'existence du karst couvert; de nouvellesinvestigations semblentdonc s'imposer. i,?rjc1r.\iÈif,l.:r 363 BIBLIOGRAPHIE 364 Bneor Y. (1985): Recherched'eau par prospectiongéophysique dans le secteurde Sorbey.Vallée de I'Othain. 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XV, pp.273à 301. 375 caRTEScÉolocreuEs à 1/80.000e: - Commercy 3èmeédition 1964 - Metz idem - Mezières idem - Verdun 3èmeédition 1965 à 1/50.000e: - Briey 1960 - Briey 2èmeédition 1982 - Etain 1958 - Longuyon-Gorcy 1969 - Montmédy-Francheval1982 - Verdun-sur-Meuse1969 376 LISTE DES TABLEAUX PREMIÈRE PARTIE TableauI-1 Coefficientscorrecteurs des doubles cumuls ...... 62 TableauI-2 Altitudesréelles et lisséesdes postes pluviométriques 70 TableauI-3 Estimationdes précipitations moyennes annuelles hi- vemaleset estivalesen fonction de I'altinrde lissée des postes 7I TableauI-4 Lamesprécipitées annuelles et saisonnièresdans le bassin-versantdu Loison(1969-70 à 1988-89)...... 82 TableauI-5 Calculdes précipitations moyennes des sous-bassins- ': 'i " ' versants..:...;.....'...... 1...... :.'...... 83 TableauI-6 Valeurspluviométriques annuelles et saisonnièresà la station de Damvillers 85 TableauI-7 Précipitationsfréquentielles annuelles et saisonnières à la stationde Damvillers(1950-51 à 1979-80)...... 90 TableauI-8 Précipitationsmensuelles extrêmes à Damvillers. Séries1950-51 à 1979-80et 1969-70à 1988-89...... 96 TableauI-9 Précipitationsneigeuses à Damvillers(1969-70 à 1988-89) 100 rabreauI-10 i'"igffiili:ïiL'ffiïàiiÏffil;if ffii,il;il' thermique.Station de Jametz (1969-70 à 1988-89).... 106 TableauI-11 Joursd'êté, de gelée,sans dégel à Jametz(moyennes 1973 à 1989) 107 TableauI-12 Bilan hydriquedu bassin-versantdu Loison (1969-70à 1988-89)...... 115 377 DEUXIEME PARTIE TableauII-1 Impactqualitatif et quantitatifdes vidanges de l'étang du haut-Fourneausur le mois d'étiageannuel (station de Han-lès-Juvigny)...... 140 TableauII-2 Comparaisondes modules globaux annuels du Loison, de la Meuseet de la Moselle...... L43 TableauII-3 Classementdes lames d'eau précipitees et écouléesan- nuellementà Han-lès-Juvigny.(1969-70 à 1988-89).. 145 TableauII-4 Lamesd'eau annuelles précipitées et écouléespour quelquesfréquences de retour(1969-70 à 1988-89).. t47 TableauII-5 Facteursqualitatifs de prédéterminationd'un module d'une annéeparticulière d'abondance ou d'indigence (Vode cas favorables) TableauII-6 Facteursqualitatifs de prédéterminationdes modules saisonniersd'année particulière (Vo de casfavorables) 153 TableauII-7a Classementdes lames d'eau précipitées et écouléesà Han-lès-Juvigny(1969-70 à 1988-89)...... 156 TableauII-7b Lamesd'eau hivernales pÉcipitées et écouléesà Han- lès-Juvignyen hiverpourquelques fréquences de re- tour (1969-70à 1988-89) 156 TableauII-8a Classementdes lames d'eau estivales précipitées et écouléesà Han-lès-Juvigny(1969-70 à 1988-89)...... 159 TableauII-8b Lamesd'eau estivales précipitées et écouléesà Han- lès-Juvignypour quelquesfréquence de retour (1969-70à 1988-89)...... 1s9 TableauII-9 Débits,précipitations et tempéranrres.Coefficients mensuelspour le Loison 162 TableauII-10 Modulesmensuels et coefficientsde variationsdu Loi- sonà HanJès-Juvignyen annéemoyenne (1969-70 à 1938-89)et enpériodes de pénurie (1970-71 à 1975- 76) et d'abondance(1976-77 à 1988-89) 165 TableauII-11 Cadressaisonniers thermique, pluviométrique et hy- drologiquedans le bassin-versantdu Loison 166 378 TableauII-LZ Modulesglobaux annuels et saisonniers(en m3ls) aux cinq stationsdu bassin-versantdu Loison(1969-70 à 1988-89) n6 TableauII-13 Modulesglobaux spécifiques (en l/s/km2, de 1969-70 à 1988-89)annuels et saisonniersen différentssecteurs du bassin-versantdu Loison...... l7g TableauII-14 Mo-dglesspécifiques er lamesd'eau écoulées (1969-70 1 19_8^8-p?)n^ar la Thintesur la based'un impluvium de 79,4kmZ r84 TableautI-15 Bilanshydrologiques annuels (1969-70 à 19gg-g9).... 196 TableauII-16 Bilanshydrologiques saisonniers (1969-70 à lggg-g9) 199 TableauII-17 Bilan hydrologiquede la Thinteà Lisseyen renanr comptede I'existenced'un inféro-flux 20r TableauII-18 Btlq Ulpl"gtque du Loisonà Hanlès-Juvigny (1969-70à 1988-89)en annéehydrologique ieéUe .... 206 TableauII-19 Bilanshydrologiques du ruisseaudu Moulin à Delut et de la Thinteà Lissey(lg7$-79 à 19g5-g6)en année hydrologiqueréelle ...... 208 TableauII-2O Débit de basemoyen mensuel obtenu par lecturedi- rectesur la droitede tarissementet par la méthode desdébits classés cumulés Zl4 TableauII-21 Répartitiondes écoulements en débirde baseer débit de ruissellementà la stationde Han-lès-Juvigny...... 216 TableauII-22 Précipitations,écoulements, écoulements de baseet de ruissellement(1978-79 à 1985-86)aux srarions de Han-lès-Juyrgly(Loison), Delut (ruisseau du Moulin) et Lissey (Thinte) 224 TableauII-23 Débitscaractéristiques du régimehydraulique de crue du Loison,de la Thinteet du ruisseaudu Moulin ...... 236 TableauII-24 Elémentsd'analyse fr,équentielle des plus forts débits mensuels,joumaliers et instantanésdu Loison de lg70 à 1989 25r TableauII-25 Valeursdes débits moyens journaliers (en m3ls) indi- elant pour chaquemois le passageà un régimede ta_ nssement 254 379 TableauII-26 Etiagesdu Loison,du ruisseaudu Moulin et de la Thinte 255 Tableaull-27 Tarissement,tarissage et étiagesaux stations de Lissey, Delut et Han-lès-Juvigny TROISIÈUN PARTIE Tab. III-1 Evolutionde I'occupationdu sol surle territoirede la , communede Delut 349 Tab. III-2 Les transportssolides dans le bassin-versantde la Da- musse(1978-1979) ...... 351 Tab. III-3 Ablationkarstique (vitesse d'érosion) en mm par mil- lénairedans le bassinde Delut 357 380 LISTE DES FIGURES PREMIÈRE PARTIE Fig. I-1 Le bassindu Loisondans la'Woëvre septentrionale ...... 10 Fig. I-2 Lesvariations d'épaisseurs du Jurassiquemoyen le long desaffleurements de I'est du bassinde Paris 15 Fig. I-3 Littrostratigraphiede la V/oëvreseptentrionale ...... 17 Fig. I-4 Relationentre les captureset le soulèvementactuel du bassinde la Meuse 22 Fig. I-5 a,b Coupesmorphostructurales du front de côte de Meuse. 29 Fig. I-6 a Rondvauxet épandagesde l'entonnoir anaclinal d'Ecu- rey-en-Verdunois 30 Fig. I-6 b Coupedu front de cuestadu rondvauxdu Champ-des- Grues à Ecurey-en-Verdunois 30 Fig. I-7 a Profil en long de la Thinte 34 Fig. I-7 b Coupetransversale d'un systèmede bas glacis de la vallée de la Thinte 34 Fig. I-8 a,b Coupemorphostructurales de I'interfluveLoison- Othain 44 Fig. I-9 a,b Lesnappes et lesémergences de I'interfluveLoison- 49 et Othain 50 Fig.I-10 L' équipementthermo -pluviométrique du bass in- versantdu Loisonet de sesenvirons immédiats ...... 57 Fig.I-11 Etat desdonnées climatologiques (pluviométrie, ther- mométrie,insolation) ...... 60 Fig.I-12 a,b Doublecumul des précipitations annuelles des stations de Damvillerset Bras-sur-Meuse(a), desstations de Damvillers et Montmédy (b) 63 Fig.I-13 a Comparaisondes températures moyennes annuelles aux postesde Jametzet Delut 66 38r Fig. I-13 b Doublecumul des températures moyennes annuelles aux postesde Jametzet Delut Fig. I-14 Doublecumul des températures moyennes annuelles aux stationsde Loxeville et larîetz Fig. I-15 Cartedes isohyétes moyennes annuelles (1969-70 à 1988-89) 77 Fig. I-16 Cartedes isohyétes moyennes hivernales (1969-70 à 1988-89) 79 Fig. I-17 Cartedes isohyétes moyerures estivales (1969-70 à 1988-89) 80 Fig. I-18 Evolutiondes précipitations annuelles et saisonnièresà Damvillers(1950-51 à 1988-89) 86 Fig. I-19 Typed'année pluviométrique en fonctiondes abats hi- vernauxet estivaux(1950-51 à 1988-89)...... 88 Fig. I-20 Ajustementdes précipitations annuelles et saisonnières deDamvillers (1950-51 à 1988-89)à uneloi de Gauss 9L Fig. I-21 Régimespluviométriques à la stationde Damvillers (1950-51à 1979-80,et 1969-70à 1988-89)...... 94 Fig.I-22 Coefficientsde variations mensuels des précipitations à la stationde Damvillers (1950-51 à 1979-80,et 1969-70à 1988-89)...... 94 Fig. I-23 a,b Nombrede jours de précipitationsà Damvillers(a) et coefficientsde variation (b) - Séries1950-51 à 1979-80 et 1969-70à 1988-89...... 98 Fig.I-24 a,b Précipitationsmaximales en24 h. à Damvillers(a) et coefficientsde variation (b) - Séries1950-51 à 1979-80 et 1969-70à 1988-89...... 98 Fig. I-25 Valeursannuelles de I'ensoleillementà Metz-Frescaty- Séries1950-51 à 1969-70et 1969-70à 1988-89...... 103 Fig.I-26 Régimede I'ensoleillementà Metz-Frescaty (Séries 1950-51à 1979-80et 1969-70à 1988-89)...... 103 Fig.I-27 Températuresmoyennes annuelles à Jametz Série1969-70 à 1988-89...... 105 382 Fig. I-28 Températuresmoyennes mensuelles minimales et maxi- malesà Jamez(1969-70 à 1988-89)...... 105 Fig. I-29 Courbesombrothermiques du bassindu Loisonpour les années1975-76 et 1981-82...... 109 Fig. I-30 ETP et ETR annuellesdans le bassin-versantdu Loison (1969-70à 1988-89)...... 114 DEUXIEME PARTIE Fig. II-1 L'équipementhydrométrique du bassin-versantdu Loison 128 Fig. II-2 Les sériesd'observations hydrologiques du bassin- versantdu Loison ...... 133 Fig. tr-3 Reconstitutiondes phases de vidangeet de remplissage, ainsique des principaux vannages de I'Etangdu Haut- Fourneau 135 Fig. tr-4 Comparaisondes débits de la Thinte(Lissey) avec les hauteursd'eau du Loison(Merles-sur-Loison) en oc- tobre 1979 Fig. tr-5 Influencede la rechargede I'Etangdu HauçFourneau surles débitsdu Loisonà Han-lès-Juvigny (hiver 1980-81) 138 Fig. II-6 Influencede la micro-centralede Juvigny-sur-Loisonà Han-lès-Juvigny L4l Fig. tr-7 Ajustementdes lames précipitées et écouléesà uneloi de Gauss(Han-lès-Juvigny, L969-701I988-89) 146 Fig. tr-8 Variation de I'hydraulicité,la pluviositéet la thermo- métrieà Han-lès-Juvigny(1969-70 à 1988-89)...... 149 Fig. tr-9 Ajustementà une loi de Gaussdes lames d'eau hiver- nalesprécipitées et écoulées(Han-1ès-Juvigny, L969-70 à 1988-89) rs7 383 Fig.tr-10 Ajustementsdes précipitations (loi de Gauss)er écou- lementsestivaux (loi racinescarrées) à Han-lès-Juvigny (1969-70à 1988-89)...... 160 Fig.tr-I1 Coefficientsmensuels de débits,de pluies et de tempé- ratures,en sériesnormale, sèche et humide(Han-lèi- Juvigny) rc3 Fig.tr-12 La crue d'août 1972à Han-lès-Juvigny 170 Fig.tr-13 Méthodedes doubles cumuls appliquée aux débitsan- nuelset saisonniersdes stations de Hanlès-Juvigny, Delut,Lissey et Billy-sous-Mangiennes...... 175 Fig.tr-14 Profilshydrologiques du Loison(modules annuels) en sériesnormale, sèche et humide...... L77 Fig.tr-15 Mgdrllesspécifiques et normalespluviométriques (1969-70à 1988-89)...... 180 Fig.tr-16 Modlle s spécifiques et normales pluviomé trique s (1969-70à 1988-89)...... 180 Fig.tr-17 Synthèsehydrogéologique des aquifères multicouches desHauts-de-Meuse et du Val de Thinte 1g3 Fig.tr-18 Coupehydrogéologique synthétique de la parrieaval du Loison...... 1g6 Fig.tr-l9 Coupehydrogéologique du bassin-versantdu Loison- amonr l gg Fig.tr-20 Les écoulementsdans les grèvesde la valléede la Thinte 191 Fig.tr-21 Précipitations,écoulements de base et de ruissellement débitsde débutde tarissementmoyen à Han-lès-Juvi- gny (1969-70à 1988-89) 2r8 Fig. n-22 Décalagesentre apports pluviométriques et écoule- mentsmoyens mensuels (Han-lès-Juvigny, 1969-7 0 à 1988-89) 220 Fig. tr-23 Décalagesentre apports pluviométriques et écoule- mentsmoyens mensuels (Han-lès-Juvigny, 1969-70 à 1988-89) 220 384 Fig. A,-24 Précipitations,écoulements de base et de ruissellement (1978-79à 1985-86)aux stations de Han-lès-Juvigny (Loison),Delut (Ruisseau du Moulin)et Lissey(Thin- te) 225 Fig. tr-25 Composantesdu bilanhydrologique moyen du Loison, de la Thinteet du Ruisseaudu Moulin (octobre1978 à septembre1986) 229 Fig. tr-26 Courbesdes débits moyens joumaliers centrés classés du Loison,de la Thinteet du Ruisseaudu Moulin ...... 234 Fig.II-27 a Nombrede jours de cruesdébordantes, en annéespar- ticulières,à Han-lès-Juvigny...... 239 Fig. n-27 b Total mensueldes jours de débordementenregistrés à Han-lès-Juvigny(1969-70 à 1988-89)...... 239 Fig. tr-28 Les différentstypes de cruesdu Loison à la stationde Han-lès-Juvigny 240 Fig. II-29 a Nombretotal dejours de débordementpar mois aux stationsde HanJès-Juvigny (Loison), de Delut (Ruis- seaudu Moulin), de Lissey(Thinte) 244 Fig. tr-29 b Nombretotal dejours de débordementpar mois et débitsspécifiques moyens (octobre 1978 à septembre 1986) 244 Fig. tr-30 Hydrogrammesdes crues du 9 au 15 mars1979 dans le bassin-versantdu Loison(stations C.E.G.U.M.) ..... 245 Fig. tr-31 Ajustementdu plusfort débitmoyen mensuel d'an- néesparticulières à uneloi deGauss (Han-lès-Juvigny, 1970 à 1988) 249 Fig. tr-32 Ajustementdes débits joumaliers et instantanésmaxi- mum à une loi de Galton(Han-lès-Juvigny, 1969 à 1989) 249 Fig. tr-33 Le Loisonà Han-lès-Juvigny: distribution gaussienne desdébits mensuels et joumaliersd'étiage 257 Fig. tr-34 Distributiongausso-logarithmique des débits mensuels et journaliersd'étiage du Ruisseaudu Moulin à Delut . 257 Fig. tr-35 Profilshydrologiques du Loisonen basses-eaux 263 Fig. tr-36 Profilshydrologiques de la Thinteen basses-eaux...... 267 385 Fig. tr-37 cartesdes débits d'étiage dans le bassin-versantdu Loison 270 TROISÈME PARTIE Fig. III-1 Le karsten'Woëvre septentrionale : localisation des exemplesétudiés 283 Fig. III-2 Les mardellesdans le Bathonienmarneux en V/oëvre. 288 Fig. Itr-3 a Formeskarstiques et émergencedu bassin-versantde l'étang d'Amel 290 Fig. III-3 b Associationde mardelleset de gouffresen forêt de Viécourt 290 Fig. III-4 Plagesde variationsdes teneurs en carbonateset en matièresen suspensionde quelçes émergencesdu bassin-versantde l'étangd'Amel (anvier-mars1990) . 293 Fig. III-5 Schématisationdes écoulements dans le bassin-versant de l'étangd'Amel (interfluveLoison-Ome) 293 Fig. [I-6 Le karst de I'interfluveLoison-Meuse 297 Fig. III-7 Grottedu Siphon...... 298 Fig. III-8 Le karstbathonien de la Forêtde Jautnay ...... 300 Fig. III-9 Diagrammesdes directions de la fracturation(inter- fluve Loison-Othain) 308 Fig. III-10 Etapesschématiques du façonnementd'un rondvaux... 319 Fig. III-11 Cartedes phénomènes karstiques. Bois de Marville et du petit Failly 323 Fig. III-12 Drains verticauxdans le karst de la dalle d'Etain 326 Fig. III-13 Evolution desgouffres dans le karstdu bassinde De- lut 327 Fig. trI-14 Grotte du Failly (bassinde Delut) 331 386 Fig. III-15 Evolutiondes galeries de la rivièresouterraine du Failly 331 Fig. III-16 Etudephysico-chimique d'un gonflementestival (a) et d'unecrue hivernale du Ruisseaudu Moulin (b) ...... 343 Fig. trI-17 a Exportationmoyenne mensuelle de produits en sus- pensiondans le Ruisseaudu Moulinà Delut (1984-85 à 1989-90) ...... :...... 347 Fig. III-17 b Exportationmoyenne mensuelle de carbonates dissous à la stationde Delut(1984-85 à 1989-90)...... 347 Fig. III-18 Teneursmoyennes en élémentssolides et dissous(pour 8 heures)du Ruisseaudu Moulin de septembre1984 à avril 1985 . 354 387 LISTE DES ANNEXES \ PREMIERE PARTIE AnnexeI-1 Coupegéologique de la valléede la Meuseà la vallée de la Chiers AnnexeI-2 Cartegéologique du bassindu Loison AnnexeI-3 Canedes sources du bassindu Loison...... :..... AnnexeI-4 Doublescumuls des précipitations annuelles. Postesde Jametz,Longuyon-Villancy, Haudio- mont,Etain-Gincrey, Stenay, Bouligny, Lon- guyon-Ville AnnexeI-5 Doublescumuls des précipitations mensuelles à la stationde Delut AnnexeI-6 Stationsretenues pour l'étudepluviométrique du bassindu Loison,sur la période1969-70 à 1988-89 AnnexeI-7a Régressionà l'échellemensuelle des températures aux stationsde Loxeville et Jametz AnnexeI-7b Températuresmoyennes mensuelles à la station de Jametz(1969 à 1990) AnnexeI-8 Corrélationslinéaires entre précipitations moyen- nesannuelles, hivernales, estivales et altitudeaux postespluviométriques du Loison AnnexeI-9 Lamesd'eau annuelles et saisonnièrespÉcipitées (mm) dansle bassin-versantdu Loison(1969-70 à 1988-89) AnnexeI-10 Evapotranspirationdans le bassin-versantdu Loi- son(1969-70 à 1988-89) 388 DEUXIÈME PARTIE AnnexeII-1 Débitsmoyens mensuels aux stationsde Han-lès- Juvigny,Vittarville, B illy-sous -Mangiennes, Lis - sey,Delut (Ruisseaudu Moulin),Delut (piézo- métrie) AnnexeII-2 Courbesde taragedes stationsde Vittarville, de Lissey,de Delut AnnexeII-3 Principalescaractéristiques morphométriques et physiographiquesaux stationshydrologiques du bassin-versantdu Loison AnnexeII-4 Tarissementsestivaux aux stations de Han-Iès-Ju- vigny, Lisseyet Delut Annexetr-5 Courbesmensuelles de débitsmoyens journaliers centrésclassés aux stations de Han-1ès-Juvigny, Lissey et Delut AnnexeII-6 Débitsde base moyens mensuels du Loisonà la stationde Hanlès-Juvigny,de Lisseyet de Delut AnnexeII-7 Réseaupérenne du bassin-versantdu Loisonet nomenclaturedes points de jaugeages par sous- bassin-versant AnnexeII-8 Débitsbruts (Vs)mesurés lors descampagnes de jaugeagesdans le bassin-versantdu Loison TROISIÈME PARTIE AnnexeIII-1 Cartemorphologique de I'interfluveLoison- Othain Annexe III-2 Le bassinde la Damusse,Woëvre septentriona- le 389 TABLE DES MATIÈRES I-T Introduction générale 1 PREMIÈRE PARTIE LE BASSINDU LOISONDANS LA V/OEVRESEPTENTRIONALE 5 INTRODUCTION CHAPITRE PREMIER : LE MODELÉDU SUBSTRATUM ET L'IMPLANTATON DU RÉSEAUHYDROGRAPHIQTJE I_L'ORIGINALITÉ OE LA }VOEVRESEPTENTRIONALE ...... I1 1. Relief et strucrure 11 a) Caractérisriquestopographiques 11 b) Conrexrelirhostrarigraphique ...... 12 'Woëvre 2. Hydrographiede la 19 a) Hydrographiedu bassinde la Meuselorraine ...... 19 b) Rôle de la tectoniquedans le démembrementdu bassin de la Meuse ZI c) originalité du réseauhydrographique en woëvre sep- tentrionale 23 CONCLUSION II - LE BASSIN DU LOISON 25 l. Les Hauts-de-Meuse...... 25 a) La surface"fondamentale" et son entaille 25 b) Le rôle de I'aquifèreoxfordien 31 2. La Woëvredans le bassindu Loison ...... 35 a) La Thinte 35 390 b) Le Loison 40 3. L'interfluve Loison-Othain 42 a) contrasteslithologiques et compartimentagetectonique . 43 b) Comportementhydrique du substratum...... 45 CONCLUSION 52 CONCLUSIONDU CHAPITREPREMIER ...... 53 CHAPITRE SECOND- LE CLIMAT DU BASSINDU LOISON... 55 r - LA CRTTTQUEET LE CHOrXDES DONNÉES ...... s8 1. Equipementdu bassin 58 2. Critiqueet homogénéisationdes séries pluviométriques 6l -'a) Critiquedes données par la méthodedes doubles cumuls 61 b) Comblementdes lacunes et extensiondes séries 64 3. Critique des sériesthermométriques 65 CONCLUSION 67 II _ LES PRÉCIPITATIONSDANS LE BASSIN DU LOISON 68 1. Répartitionspariale des précipitations 6g a) Choix de la méthode 6g b) Influencedes masses d'air et du refief sur la répartition et I'importancedes précipitations 73 c) Distributionspatiale des précipitations dans le bassin- versant: les cartesd'isohyètes ...... 76 d) Valeursdes lames d'eau précipitées sur le bassin-versant81 2. Irrégularitésdes précipitations...... g4 a) Comparaisonsdes différentes séries pluviométriques ..... 84 b) Répartitionfréquentielle des précipitations annuelles et saisonnières ...... 90 3. Régimepluviométrique 93 a) Régimepluviométrique annuel 93 ?er b) Variabilitédes précipitations mensuelles 95 c) Extrêmespluviométriques mensuels 96 d) Duréeet intensitédes précipitations. La neige 99 CONCLUSION ....101 III _ LES DONNÉESTHERMIQUES ET LE BILAN HYDRIQUE ... 102 1. Insolationet température ...... 102 a) Insolation 102 b) Tempérture 107 2. Evapotranspirationet bilan hydrique du bassin-versant...... 110 a) Méthodeset formulesutilisées ...... 110 b) Applicationau bassindu Loison...... 113 CONCLUSION TT7 CONCLUSIONDU CHAPITRESECOND 118 CONCLUSIONDE LA PREMIEREPARTIE ...... I2O DEUXIÈME PARTIE Éruop HyDRoLocIeuEDU BASSIN-vERSANT DU LoISoN .. 123 INTRODUCTION t24 CHAPITRE PREMIER : L'ABONDANCE ET LE RÉCINAEDES Écour.BMENTS 126 r - LES DONNÉESHYDROITIÉTruQUES DU BASSIN-VERSANT DU LOISON 127 1. L'équipementhydrométrique et sonanalyse critique r27 2. Les influencesanthropiques sur les débitsdu Loison r32 392 CONCLUSION r42 II - LA VARIATION TEMPORELLEDES ÉCOULEMENTS DU LOISON 142 1. Les modulesannuels ...... 142 a) Moduleannuel global et soninégulariré ...... 143 b) Etudestatistique des modules annuels ...... 144 c) Hétérogénéitéde la période1969-70 à 1988-89 148 2. Les modulessaisonniers a) Moduleshivernaux ...... 153 b) Modulesestivaux 154 c) Etudefréquentielle des modules saisonniers ...... 155 3. L'abondancemoyenne mensuelle 16l a) Régimefluvial du Loisonet savariabilité ...... 161 b) Définitionet duréedes saisons hydrologiques ...... I6i 4. La dynamiquedes écoulements ...... 168 a) Facteursdynamiques de la repriseet du renforcement des écoulements 168 b) Facteursdynamiques de la décroissancedes écoule- ments r69 CONCLUSION 173 III _ LA VARIATION SPATIALEDES ÉCOUT-NMENTSDANS LE BASSIN-VERSANTDU LOISON r73 1. La méthodologie 174 2. La variationspatiale des modules annuels et saisonniers..... 176 a) Variation des modulesbruts 176 b) Variationdes modules spécifiques ...... l7B 3. La lithologieet la distributionspatiale des débits 181 4. La sectorisationdu bassinet le contextehydromorphologi- que 184 a) Loison aval et ruisseaudu Moulin 393 b) Loison amont 187 c) Thinte 190 d) Loison médian 192 CONCLUSION 192 CONCLUSIONDU CHAPITREPREMIER r93 CHAPITRE SECOND : LE BILAN HYDROLOGIQUEET LES pÉelrS ETRÊMES 194 I _ LE BILAN HYDROLOGIQUEDU BASSIN-VERSANTDU LOISON 195 1. Lesbilans hydrologiques annuels et saisonniers...... 196 a) Bilans annuels 196 b) Bilans saisonniers...... 198 2. Les réservesen eauxsouterraines ...... 203 a) Valeur desréserves souterraines en fin de cycle hydrologiqueannuel du bassin-versantdu Loison...... 203 b) Valeur desréserves soutelraines en fin de cycle hy- drologiqueannuel dans les bassins-versants du ruisseau du Moulin et de la Thinte 207 3. La part desréserves dans les écoulements 201 a) Déterminationdu débitde basemensuel - Méthodolo- gie 209 b) Débitsde baseet de ruissellement...... 2I5 c) Bilan de I'eaudans les bassins versants du Loison,de la Thinteet du Ruisseaudu Moulin (1978-79à 1985- 86) 228 CONCLUSION 231 II_ LES FORMESEXTRÊMES DE T'ÉCOUTE,MENT: CRUES ET ÉTIAGES 23r 1. Les cruesde saisonfroide et de saisonchaude 232 a) Définition du phénomènecrue 232 394 b) Déterminationd'un régimed'écoulement de crue par étudede la courbedes débits moyens journaliers clas- sés 233 c) Genèsedes crues enregistrées à la stationde Han-lès- Juvigny(1969-70 à 1988-89)...... 2. La puissanceet la gravitédes crues 242 a) Puissancecomparée des crues du Loison,de la Thinte et du Ruisseaudu Moulin(1978-79 à 1985-86)...... 243 b) La cruede mai 1983et le problèmede la gravitédes débordements 247 c) Distributionstatistique des crues annuelles 248 3. Les étiages 252 a) Définitiond'un régimehydrodynamique d'étiage ...... 252 b) Fréquenceet profondeurdes étiages ...... 253 c) Duréedu tarissageet genèsedes étiages ...... 259 4. La spatialisationde débitsd'étiage 261 a) Analysedes profils hydrologiques 262 b) Cartographiedes débitsd'étiage 269 CONCLUSION 272 CONCLUSIONDU CHAPITRESECOND 273 CONCLUSIONDE LA DEUXIÈME PARTIE 274 TROISIEME PARTIE LE KARST COI.IVERTDE L'INTERFLUVE LOISON.OTHAIN .. 277 INTRODUCTION 278 CHAPITRE PREMIER : LE KARST ET LA MORPHOGÉNÈSE 280 I - LE KARSTEN WOEVRESEPTENTRIONALE 281 395 1. Le problèmede la karstificationdes calcaires des Hauts-de Meuse 28t a) Observationsde quelquessites ...... 282 b) Essaid'interprétation 285 2. Mardellesou "mares"de la Woëvre .. 286 a) Définition 286 b) Observationset interprétation...... 287 3. Karstsbathoniens ...... 292 a) Karst de I'interfluve Loison-Orne 292 b) Karst de I'interfluve Loison-Meuse 296 c) Karstde la Forêtde Jaulnay...... 299 CONCLUSION 302 II _ LE KARST DE L'INTERFLUVE LOISON-OTHAIN 303 1. La morphostructurede I'interfluve Loison-Othain 304 a) Les grandstraits du relief 304 b) L'influence de la structure 305 2. La karstogénèsede I'interfluveLoison-Othain 307 a) Valeur de I'environnementkarstogénétique 307 b) Circulationssoutenaines dans la Dalle d'Etain 310 CONCLUSION 312 CONCLUSION DU CHAPITREPREMIER 313 CHAPITRE SECOND : LE BASSIN DE DELUT (RUISSEAU DU MOULIN), BASSIN.VERSANTD'INVESTIGATON DE L'INTERFLUVE LOISON.OTHAIN 31s I - LE RELIEFDU BASSINDE DELUT 3r6 1. Lamorphogénèsedu bassinde Delut 3t6 a) Les collines et leurs versants 317 b) La dépression 320 Èf '!ll .:R 396 l;_ 2. Les formeskarstiques dans le bassinde Delut 322 a) Les formes de drainagevertical 322 b) Les formesde drainagehorizontal 330 c) Datationdu karstbathonien du bassinde Delut 334 CONCLUSION 336 II_ LA SPÉCIFICITÉKARSTIQUE DES ÉCOUIPMENTS DANS LE BASSIN DE DELUT 337 l. La complexitéde la circulationde l'eau dansle bassin- versantde Delut 337 2. L'Organisationkarstique des écoulements dans la Dalle d'Etain 338 a) Un systèmekarstique ...... 338 b) Caractéristiquesgénérales des écoulements aux exu- toiresdu systèmekarstique ...... 340 3. L'analysephysico-chimique des écoulements du Ruisseau du Moulin ...... 342 a) Limitesdes analyses physico-chimiques à la station de Delut 342 b) Analysed'un gonflementde saisonchaude 344 c) Analysed'une crue de saisonfroide 346 4. L'érosiondans le bassin-versantkarstique du Ruisseaudu Moulin 348 a) Les conditionsnanrrelles et anthropiquesde la des- tabilisationdes versants 348 b) L'influencedu karstsur la solifluxion...... 350 c) La mesurede l'érosion des sols et desversants dans le bassinde la Damusse 351 d) L'ablationchimique dans le bassinde Delut 355 CONCLUSION 358 CONCLUSIONDU CHAPITRESECOND 3s9 ,..'\aÀ, T T 397 CONCLUSIONDE LA TROISÈME PARTIE 360 coNCLUSToNcÉNÉnaI-e 36r BIBLIOGRAPHIE 363 LISTE DES TABLEAUX 376 LISTE DES FIGURES 380 LISTE DES ANNEXES 387 TABLEDES rueuÈnes 389$f-O\Cfræcnc{ s'P +Or-tOe.|\OÉl rol ôC-Sd\Of-f-<> 0).= () f- O\ O\ æ ôl f- O\ F-l Ét \OOONf-Oæ ^ â Fl ÊÊÊÊ È >\ ;ix z(l g c) .9 J o ,