Les apports en eau de l'Amazone à l'Océan Atlantique

Callède, Jacques; Cochonneau, Gérard; Alves, Fabrício; Guyot, Jean-Loup; Guimarães, Valdemar; De Oliveira, Eurides

doi:https://doi.org/10.7202/044688ar

1. Introduction

Rio Santa Maria de la Mar dulce, telle est l'appellation donnée par le navigateur espagnol Vicente Yáñez Pinzón au fleuve Amazone quand il le découvre en 1500. Ce superlatif convient bien à cette voie d'eau qui, selon certaines publications, représenterait de l'ordre de 20 % des volumes d'eau douce déversés dans les océans. Son influence sur la salinité de l'océan Atlantique était connue de Jules Verne quand il a écrit Vingt mille lieues sous les mers (VERNE, 1869) et Le Chancellor (VERNE, 1875). Des mesures de salinité montrent qu'en face de l'estuaire la salinité normale de l'eau de mer (35 ‰) n'est atteinte que 200 km au large de la côte brésilienne (COSTA DA SILVA et al., 2005; GORDEEV et al., 1992).

Les premières estimations du débit de l'Amazone à son embouchure ont été rassemblées par R.E. OLTMAN (1968). Elles datent de la fin du XIX^e siècle. À cette époque, il était bien difficile de connaître la largeur, la profondeur moyenne et, encore moins, la vitesse de l'eau :

GUPPY, en 1880, indique un débit moyen annuel de 70 000 m³•s^-1 (valeur signalée douteuse par OLTMAN);
SIEMENS, en 1896, adopte un débit moyen annuel de 68 000 m³•s^‑1;
plus tard, en 1942, CARVALHO estime le débit compris entre 60 000 (basses eaux) et 140 000 m³•s^-1 (hautes eaux);
de leur coté, les ingénieurs militaires des USA indiquent, en 1958, un débit moyen annuel de 204 000 m³•s^-1. Bien que très proche de la valeur que nous obtenons aujourd'hui, cette estimation est jugée douteuse par OLTMAN à cause d'une confusion dans les sources d'information.

Après les jaugeages « historiques » de OLTMAN (1968), en 1963, à Óbidos (limite amont de l'influence de la marée océanique), les estimations s'affinent, puisque l'on a une connaissance assez précise du débit de l'Amazone à cette station :

PARDÉ (1965) estime ce débit à au moins 190 000 m³•s^-1, ramené peu après à 175 000-180 000 m³•s^-1 (PARDÉ, 1966);
suite à ses propres mesures de 1963, OLTMAN estime ce débit à 175 000 m³•s^‑1 (OLTMAN, 1968);
e AZEVEDO (1968) : 200 000 m³•s^-1 (basé sur les données de S. SOUZA), source : DNAEE (Departamento Nacional de Aguas e Energia Elétrica - Département National des Eaux et de l'Énergie Électrique), (document interne);
STENBERG (1975) cite l'US Geological Survey (1972) : 215 000 m³•s^-1, à partir des 6773•10¹² m³•an^-1 de sa table 1, mais 160 000 m³•s^-1 d'après son Introduction;
KORZUN et al. (1978) : 220 000 m³•s^-1;
MILLIMAN et MEADE (1983) : 200 000 m³•s^-1;
RUSSELL et MILLER (1990) : 200 000 m³•s^-1;
De CASTRO SOARES (1991) : 250 000 m³•s^-1;
MINTZ et SERAFINI (1992) : 190 000 m³•s^-1. (Figure 1)

Figure 1

**Carte du bassin versant de l'Amazone.**

**Map of the Amazon basin.**

L’étude du régime hydrologique de l’Amazone jusqu'à l’océan Atlantique est une des préoccupations majeures des hydrologues du Projet HYBAM (Hydrologie et Géodynamique du Bassin Amazonien - http://www.mpl.ird.fr/hybam/). Il s’agit d’un programme de recherche international qui associe la Bolivie, le Brésil, l'Équateur, la France et le Pérou.

C'est dans ce cadre que MOLINIER, en 1992, fait le bilan des apports entre Óbidos et l'Océan et estime le module à 209 000 m³•s^-1 (MOLINIER et al., 1992), valeur maintenue dans les publications qui ont suivi (GUYOT et al., 1994; MOLINIER et al., 1996).

De 1963 à 1997, aucune mesure du débit de l'Amazone n'a été faite en aval d'Óbidos, à cause de la marée océanique qui aurait perturbé complètement le résultat du long jaugeage. Certes, la méthode du « bateau mobile » (moving boat) mise au point par SMOOT vers 1960 (SMOOT et al., 1967) aurait pu être tentée car elle a été utilisée souvent à Óbidos (CALLÈDE et al., 2001), bien que cette méthode ne donne que des vitesses de surface.

Moving boat très amélioré, un nouveau matériel est utilisé aux États-Unis en 1982 pour mesurer le débit du Mississippi à Bâton Rouge (Christensen et Herrick, 1982) : l'ADCP (Acoustic Doppler Current Profilers). Ce matériel paraissant bien adapté à l'Amazone et à ses principaux affluents, le nécessaire est fait pour qu'en septembre 1994 les hydrologues du Projet HYBAM disposent d’un mesureur de ce type. Avec cet instrument, une mesure de débit à Óbidos s’effectue en 25 minutes (FILIZOLA et GUYOT, 2004; GUIMARÁES et al., 1997). En comparaison, un jaugeage au moulinet, par la méthode « des Grands fleuves » (CALLÈDE et al., 2001; JACCON, 1987) demandait une journée entière! C’est donc grâce à l’ADCP que les premières mesures en aval d’Óbidos ont pu être réalisées à partir de 1997.

Ces mesures nous permettent dans le présent travail, après avoir défini la limite Est du bassin amazonien, de déterminer le débit liquide global de l’Amazone par deux méthodes :

en ajoutant, classiquement, au débit mesuré de l'Amazone à Óbidos (CALLÈDE et al., 2002, 2004, 2008) celui des apports des tributaires, depuis cette station jusqu'à l’océan Atlantique (période 1972-2003);
ce qui n'avait jamais été fait auparavant, par celle basée sur la synthèse des résultats de dix campagnes de jaugeages effectuées à l’embouchure du fleuve Amazone, de 1997 à 2008.

Les résultats seront comparés, après avoir examiné le rôle des furos (ancien bras de l'Amazone reliant l’Amazone au Rio Pará).

Cette étude spécifique sur les apports de l’Amazone à l’océan Atlantique, à l’aval de la station d’Óbidos, a été réalisée par les partenaires principaux du projet HYBAM au Brésil, qui sont l’Institut de Recherche pour le Développement (IRD, anciennement ORSTOM), pour la France, et l’Agence Nationale des Eaux (Agência Nacional de Águas – ANA) pour le Brésil.

2. Limite et superficie est du bassin versant amazonien

Durant la dernière glaciation (dite de Würm) de l'ère Quaternaire, le niveau des océans s'établit de 75 à 120 m plus bas qu'aujourd'hui (MICHEL, 2005; RUELLAN, 1955; SIOLI, 1961; TRICART, 1994). En conséquence, le Bas-Amazone et ses affluents devaient avoir une pente beaucoup plus forte qu'aujourd'hui et, ainsi, creusaient davantage leurs vallées dans les sédiments du Tertiaire.

À la fin de cette glaciation (environ 9 000 ans avant notre ère), les glaciers fondent, ce qui entraîne une remontée des océans à leur niveau actuel. Ceux-ci vont inonder les vallées. Par conséquent, la pente de la ligne d'eau des cours d'eau diminuera, tout comme la vitesse de l'écoulement. Il en résultera une augmentation du volume du dépôt des sédiments.

Ceci a été de règle sur le tronçon aval du fleuve Amazone, qui avait creusé, durant le Würm, un bras vers le sud au niveau du méridien 51 °W. Ce bras se terminait dans l'actuel Rio Pará et qui séparait l'île de Marajó du continent sud-américain. Ce bras est aujourd'hui en partie comblé et constitue ce que l'on nomme ici la « région des furos » (Figure 2).

Le Rio Tocantins se jetant dans le Rio Pará, une très vieille et longue controverse a commencé, principalement entre géographes, sur le fait de savoir si le bassin du Rio Tocantins faisait partie du bassin amazonien.

Ce cours d'eau (Figure 1) draine un grand bassin versant de 764 000 km². Son débit moyen interannuel est de l'ordre de 12 000 m³•s^-1, soit un débit spécifique de 16 L•s^-1•km^-². Mais il ne peut, logiquement, être inclus dans le bassin de l'Amazone.

En effet, PINTO (1930) considère que ce sont deux bassins séparés parce que « le Rio Pará a un régime maritime tandis que l'Amazone a un régime fluvial » et il appuie sa thèse sur les opinions, en 1633, des rois d'Espagne et du Portugal, de De LA CONDAMINE (1745), des naturalistes BATES (1863) et DA SILVA CASTRO (sans référence) et, enfin, De COELHO DA GAMA E ABREU (Baron de Marajó) (1895). Celle de De LA CONDAMINE (1745) commence par une boutade :« ... ce n'est pas sans fondement que les habitants (de Belém) sont fort éloignés de se croire sur le bord de l'Amazone, dont il est vraisemblable que pas une seule goutte ne baigne le pied des murailles de leur ville; à peu près comme on peut dire que les eaux de la Loire n'arrivent pas à Paris, quoique la Loire communique avec la Seine par le canal de Briare (creusé en 1604)... ».

Plus tard, HUBER (1902) indiquera que l'Amazone ne déverse qu'une petite quantité de son débit dans le Rio Pará. ROXO (1938) ne comprend pas pourquoi cette polémique n'a pas pris en compte les aspects géologique et géomorphologique des deux bassins. De CARVALHO (1942), LE COINTE (1945), SIOLI (1966) et REIS et al. (1977) refusent de considérer le Rio Pará (et le Rio Tocantins) comme faisant partie du bassin amazonien. Ce n'est qu'à partir de 1972 que l'Annuaire Statistique du Brésil (IBGE, 1939) commence à présenter, séparément, les données se référant au potentiel hydraulique des bassins Tocantins-Araguaia, en accord avec la division adoptée par le Département National des Eaux et de l'Énergie Électrique (DNAEE).

Enfin, l'apport de l'Amazone au Rio Pará, par les furos, ne représente qu'un débit moyen annuel de l'ordre de 6 000 m³•s^-1, c'est-à-dire la moitié de celui du Rio Tocantins.

Aujourd’hui, rares sont les hydrologues qui considèrent que le bassin du Rio Pará (et du Rio Tocantins) font partie du bassin amazonien. Il est admis que ces deux bassins ont un estuaire commun, l'île de Marajó faisant frontière. Par contre, il reste quelques divergences concernant l’île de Marajó et, à un degré moindre, le Rio Araguari.

2.1 Île de Marajó

Il paraît logique de n'inclure dans le bassin amazonien que la partie ouest, là où existe un réseau hydrographique dirigé vers l'ouest. Tout le reste de l'écoulement de l'île se déverse soit dans le Rio Pará, soit directement dans l'océan Atlantique.

2.2 Bassin du Rio Araguari (Figures 1 et 2)

Le bassin du Rio Araguari, petit fleuve côtier situé au nord de l’Amazone, a un bassin versant de 37 400 km², et un module interannuel de 1 200 m³•s^-1 (32 L•s^-1•km^-²). Il est surtout connu pour l'importance de la vague de pororoca (mascaret brésilien) qui, aux équinoxes, peut atteindre jusqu'à six mètres de hauteur. Son estuaire est franchement orienté sud-ouest-nord-est. Ce Rio ne fait pas partie du bassin amazonien.

Indiquons cependant que des géographes considèrent actuellement que la limite Est de l'Amazone (Figure 1) serait la ligne droite joignant le Cabo Norte (1°41' N - 49°55' W) à la Ponta da Tijoca (0°34' S - 47°52' W), tout en refusant d’inclure l'île de Marajó et le bassin du Rio Tocantins dans le bassin versant amazonien. Ceci n'est pas logique.

2.3 Limite adoptée

Cette limite, indiquée par des pointillés blancs dans la figure 2, respecte la géographie de la côte brésilienne. Elle est en accord avec celle de l'Institut national de recherches spatiales (Instituto National de Pesquisas Espaciais – INPE) en ce qui concerne la frontière Amazone/Océan du Canal do Norte (Martiniet al., 2008).

Elle coïncide assez bien avec celle de l'Institut brésilien de géographie et de statistique (Fundação Instituto Brasileiro de Geografia e Estatistica – IBGE) figurant sur une carte administrative datant de 1981 (ligne en pointillés noirs dans la figure 2).

Figure 2

**Carte de la limite Est du bassin amazonien.**

**Map of the Amazonian basin eastern limit.**

2.4 Superficie

Rappelons quelques déterminations antérieures de la superficie totale du bassin amazonien :

PINTO (1930) : 6 430 000 km²;
STENBERG (1975) : 5 916 000 km², probablement tiré de la SUDAM (Superintendência do Desenvolvimento da Amazônia) (1967);
De CASTRO SOARES (1991) donne une superficie approximative de 6 500 000 km², en excluant le bassin du Tocantins;
CARRETEIRO (1987) : 6 217 000 km²;
MOLINIER et al. (1992) : 6 112 000 km² en excluant le bassin du Tocantins.

Nous avions initialement déterminé la superficie du bassin amazonien à partir de la numérisation de la limite de son bassin versant tracée sur le fond cartographique existant dans chaque pays, généralement à l’échelle de 1:1 000 000. Ce travail (14 888 points) est fait avec une table à numériser, pour chaque degré carré traversé par la limite). Arrondie à quatre chiffres significatifs, cette superficie est : 5 961 000 km² (CALLÈDE, 2002, note de travail non publiée).

Fin 2008, avec une approche différente basée sur le modèle numérique d'élévation Shuttle Radar Topography Mission (SRTM)-3 (Farret al., 2007; NASA, 2007; Rabuset al., 2003), le Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie (LMTG) – associé au Projet HYBAM – nous a indiqué qu'il trouvait 5 956 000 km² pour la superficie du bassin amazonien (calculée avec 7 895 points paramétriques). Avec un écart de 0,8 ‰, cette valeur est pratiquement identique à la nôtre. La limite du bassin versant donnée par SRTM-3 se superpose parfaitement à la limite topographique. Il n'y a seulement que de très légers écarts entre celles-ci, soit dans un sens, soit dans un autre, de l'ordre de 2 à 6 km. Ces écarts sont typiquement des erreurs accidentelles. Ceci montre que ces deux méthodes, qui s'appuient l'une comme l'autre sur l'ellipsoïde World Geodetic System 1984 (WGS84), sont sans erreur systématique entre elles. C'est la valeur issue de SRTM-3 qui a été retenue, ce modèle étant – de par sa conception – plus homogène que le fond topographique, de qualité variable d'un pays à l'autre. Ces chiffres sont très proches de la valeur donnée par la SUDAM (1967).

3. Matériel et méthodes

Comme déjà énoncé dans l'introduction, deux méthodes sont utilisées :

celle basée sur les apports des tributaires du bassin versant de l'Amazone entre Óbidos et l'Océan et contrôlée par le bilan hydrologique;
celle utilisant des mesures de débit de l'Amazone à son estuaire et dans les furos.

3.1 Apports des tributaires

Pour déterminer le débit de l’Amazone à son embouchure, cette première approche consiste, partant du débit de l'Amazone à Óbidos, à y ajouter celui des tributaires situés en aval.

C'est la méthode utilisée, en 1992, par MOLINIER et al. (1992) qui propose un débit moyen de l’Amazone à l’embouchure de 209 000 m³•s^-1 pour la période 1972-1987.

Rappelons qu’Óbidos (1°56' S - 55°30' W) se situe à environ 800 km de l'océan Atlantique. C’est la station hydrométrique de référence la plus aval pour la mesure des débits de l'Amazone. Elle draine un bassin continental de 4 671.10³ km². L'altitude du zéro de l'échelle limnimétrique serait de 2,6 m et l'Amazone déborde dans la ville basse vers 10 m. L'influence de la marée océanique n'y est plus très importante : 10 cm tout au plus en étiage. Cette amplitude n'entraîne qu'un écart en débit de ± 2 %, valeur que l’on peut considérer comme négligeable. La relation hauteur-débit – non univoque en hautes eaux – a été bien définie jusqu'à octobre 2003 (fin de l'année hydrologique clôturant cette étude).

Le débit moyen interannuel 1972-2003 de l'Amazone à Óbidos est de 171,7.10³ m³•s^-1 (CALLÈDE et al., 2008). (Figure 3).

Figure 3

**Carte des limites des sous-bassins.**

**Map of the sub-basin limits.**

Entre Óbidos et l’Océan, les tributaires ont été répartis en douze sous-bassins, comme l'indique la figure 3. Les sous-bassins AmazO et AmazE correspondent au lit majeur de l'Amazone.

Les sous-bassins A, B, C, D, F, G, H, I et J disposent de stations hydrométriques qui permettent de déterminer les apports à l'Amazone. Les sous-bassins E, AmazO et AmazE en sont dépourvus. La période étudiée s'étend sur 32 années (de 1972 à 2003).

3.1.1 Données utilisées

Ces données concernent essentiellement les débits et la superficie des sous-bassins. La pluviométrie, l'évapotranspiration et l'infiltration serviront dans l'établissement des bilans hydrologiques.

3.1.1.1 Les débits

Les données relatives à l'hydrométrie proviennent des archives de l'ANA (http://www.ana.gov.br). Ce sont, pour chaque station, les hauteurs d'eau relevées à l'échelle limnimétrique et les mesures de débit (jaugeages). Le bon enchaînement de la séquence des hauteurs d'eau est vérifié par le tracé du limnigramme.

Les barèmes d'étalonnage (relation hauteur-débit) sont repris en utilisant tous les jaugeages. Ils sont comparés avec ceux établis par l'ANA. La traduction hauteur-débit s'effectue en année hydrologique (01 novembre de l'année précédente au 31 octobre de l'année) et les modules (débits moyens) annuels sont calculés.

Sur cinq sous-bassins, les années manquantes sont reconstituées par corrélation hydropluviométrique. L'influence de la marée océanique se faisant sentir jusqu'à Óbidos, les stations hydrométriques d'Altamira (qui contrôle le sous-bassin G (Rio Xingu)), et Itaituba (qui contrôle le sous-bassin I (Rio Tapajós)) posent des problèmes de non-univocité. Pour Altamira, le grand nombre de jaugeages (419), bien répartis, autorise l'utilisation d'une courbe d'étalonnage « univoque » tracée au milieu des nuages des points de mesure car la dispersion n'est que de 8 à 10 % en moyenne en hautes eaux. En ce qui concerne Itaituba, la relation hauteur-débit, non univoque, est corrigée en tenant compte de la hauteur d'eau à la station hydrométrique de Santarém, située à l'aval.

3.1.1.2 Superficie des sous-bassins

Au vu des infimes écarts entre la détermination, par numérisation des limites topographiques et par l'emploi du SRTM, de la superficie du bassin amazonien tout entier, celle des sous-bassins n'a pas été recalculée en utilisant le SRTM. Elle est déterminée par numérisation des limites des sous-bassins à partir d’un excellent fond cartographique à 1:1 000 000 de l’IBGE (édition 1998, avec courbes de niveau et planimétrie (chevelu hydrographique) contrôlée avec l'imagerie LANDSAT).

3.1.1.3 Pluviométrie

Les données pluviométriques proviennent essentiellement des fichiers de l'ANA (http ://www.ana.gov.br). L'homogénéité des valeurs annuelles est vérifiée par la méthode du Vecteur Régional (BRUNET-MORET, 1979; L'HÔTE, 1986). Pour chaque sous-bassin, le nombre de stations retenues et la densité des pluviomètres pour 10 000 km² sont indiqués sur le tableau 1. La densité moyenne pour le bassin versant Óbidos-Océan est de 1,6. Cette valeur est légèrement supérieure à la recommandation de l'Organisation Météorologique Mondiale : au moins un pluviomètre pour 10 000 km² (WMO, 1994).

Tableau 1

**Résultats du bilan hydrologique de chaque sous-bassin, situé entre Óbidos et l'Océan (valeurs moyennes interannuelles).**

**Results of the water balance of each sub-basin, situated between Óbidos and the Ocean (interannual average values).**

Ensuite, la détermination de la pluviométrie moyenne annuelle est faite par la méthode des polygones de Thiessen (THIESSEN, 1911) qui apparaît aussi précise que celle des isohyètes au vu du nombre des stations pluviométriques. Ajoutons que la méthode de Thiessen repose sur un tracé immuable de la médiatrice entre deux postes pluviométriques alors que le dessin des isohyètes risque d'être subjectif car soumis à l'interprétation du dessinateur.

3.1.1.4 Évapotranspiration

Nous avons utilisé :

la formule empirique de RIOU (1975), établie en Afrique centrale avec les résultats recueillis à sept stations bioclimatologiques, très bien observées, situées aux alentours du méridien 16° E, de 18° N à 4° S. Elle détermine l'Évapotranspiration Potentielle (ETP) du gazon à partir de la température maximale moyenne mensuelle de l'air et s’applique bien en Amazonie en-dessous de 500 m d’altitude.
L’ETP du gazon représente pratiquement l'évaporation d'un lac (POUYAUD, 1986; ROCHE, 1980). Nous avons pu ainsi déterminer cette ETP pour onze stations météorologiques situées sur le bassin versant Óbidos-Océan (ou à proximité) pour lesquelles nous disposons des valeurs de la température maximale moyenne mensuelle. Les résultats varient entre 1 124 et 1 355 mm•an^-1, avec une dispersion de 5 %.
pour les sous-bassins E et F, nous avons utilisé les mesures sur bac évaporatoire effectuées par l'Institut de Développement Socio-Économique du Pará (IDESP, 1990) à trois stations de ces sous-bassins, de 1980 à 1990. Là, les valeurs de cette ETP varient entre 1 083 et 1 485 mm•an^-1.

La transformation des résultats, obtenus par ces deux sources en valeurs de l'ETP du couvert végétal des sous-bassins – ici la forêt amazonienne – utilise différents coefficients établis par BERNARD (1953) et CALLÈDE (travaux personnels).

Ces résultats sont comparés avec ceux des bioclimatologues brésiliens, récapitulés par LEOPOLDO et al. (1982), dont les chiffres varient entre 1 330 et 1 664 mm pour l'ETP de la forêt amazonienne (valeur moyenne : 1 458 mm) et de 1 000 à 1 675 mm pour l'Évapotranspiration Réelle – ETR (valeur moyenne : 1 295 mm).

En forêt guyanaise, ROCHE (1982) annonce une ETR variant entre 1 420 et 1 640 mm, associée à une pluviométrie annuelle allant de 2 125 à 3 750 mm. Une synthèse de Limaet al. (2005) donnerait, pour le sous-bassin E, une ETP variant d'ouest en est de 1 100 à 1 900 mm, en accord avec les mesures sur bac.

Enfin, nous disposons des valeurs du déficit d'écoulement qui, pour des bassins versants de très grande superficie (> 100 000 km²), sont celles de l'ETR (MOLINIER et al., 1992). Pour Óbidos, cette ETR est de 1 079 mm pour la période 1972-2003 (elle était de 1 112 mm pour 1940-2003) (CALLÈDE et al., 2008). Rappelons que l'ETR est toujours plus faible (ou égale) que l'ETP.

3.1.1.5 Conductivité hydraulique (infiltration)

Quelques valeurs de la conductivité hydraulique (ou coefficient de perméabilité) sont tirées des travaux de LESACK (1995) et de BARROS et al. (1998), effectués dans la région de Manaus. Il n'y a pratiquement aucune différence entre leurs résultats qui sont :

sol sous forêt ou pâturage : 1.10^-5 m•s^-1;
sol hydromorphe : 1.10^-8 m•s^-1.

Ces valeurs correspondent bien à un sol perméable (sous forêt ou pâturage) et à un sol hydromorphe imperméable, la frontière entre perméable/imperméable se situant, d'après plusieurs auteurs (CAMUS et BERTHAULT, 1972; HOLTZ et KOVACS, 1991; ROEDERER, 1956), à 1.10^‑6 m•s^‑1.

3.1.2 Méthode de Calcul

Excepté pour les sous-bassins E, F, J, AmazO et AmazE, les apports en débit sont directement issus de l'exploitation des mesures de débits effectuées par l'ANA. Les débits à la confluence avec l'Amazone (ou, plus exactement, à la limite avec les sous-bassins AmazO ou AmazE) des sous-bassins A, B, C, D et H sont extrapolés de ceux mesurés à la station la plus proche en amont, en fonction de l'accroissement de la superficie entre la station et la confluence. Pour le sous-bassin G, nous avons utilisé le débit spécifique du bassin versant de Porto da França (sous-bassin E) (Figure 3) pour déterminer les apports de la fraction comprise entre Altamira et la confluence. Celle comprise entre Itaituba et la confluence (sous-bassin I) utilise le débit spécifique du bassin versant compris entre Jatobá et Itaituba (Figure 3). Le sous-bassin J fera l'objet d'un traitement spécial, que nous détaillerons plus loin.Le bilan hydrologique permettra de contrôler la bonne cohérence des résultats. Sa définition est celle du Glossaire International d'Hydrologie (UNESCO et WMO, 2000), à savoir :

où
P : pluviométrie moyenne du bassin (en mm) durant la période du bilan;
Le (Lame équivalente) : conversion du débit Q à l'exutoire en « hauteur d'une nappe répartie sur une surface horizontale égale à la superficie du bassin et de volume égal au volume écoulé à l'exutoire » (ROCHE, 1963), déterminée par la relation :

où
T : durée de la période, en secondes;
Q : débit à l'exutoire;
S : superficie du bassin.

Pour une période T égale à une année, Q exprimé en m³•s^-1, S en km² et Le en mm, nous avons :

ETR : Évapotranspiration Réelle (en mm), c’est-à-dire eau réellement consommée par évaporation du sol et pour les besoins végétatifs.

∆R : variation des réserves en eau souterraine (en mm). Au pas de temps de l'année hydrologique, avec un nombre assez important d'années d'observation et une grande superficie de bassin, la somme algébrique des variations spatio-temporelles des réserves va tendre vers zéro et le terme ∆R considéré alors comme négligeable. Ceci est vérifié pour le bassin amazonien, tant à Óbidos (CALLÈDE et al., 2002, 2008) que sur les autres grands sous-bassins (MOLINIER et al., 1992). Le terme (ETR + ∆R) est appelé « Déficit d'écoulement ».

Une partie des sous-bassins D et F, les sous-bassins E, AmazO et AmazE sont dépourvus de station hydrométrique. Leurs apports seront établis en partant de la pluviométrie et du déficit d'écoulement estimés pour chacun d'eux et en reprenant les équations 1 et 3 et en isolant Q :

4. Résultats obtenus par le bilan

Le tableau 1 récapitule les résultats du bilan hydrologique.

Les paragraphes suivants commentent le bilan.

4.1 ETR

Avec respectivement 507 et 491.10³ km², les sous-bassins G (Rio Xingu) et I (Rio Tapajós) sont de très grands bassins (de l'ordre de la superficie de la France). Ils représentent, à eux deux, 78 % du bassin Óbidos-Océan. Avec 32 années de mesures hydrométéorologiques, il est logique que les valeurs interannuelles du déficit d'écoulement de ces bassins soient uniquement celles de leur ETR. Ces valeurs sont très voisines (1 330 et 1 223 mm•an^-1) et de même ordre de grandeur que celles des autres grands sous-bassins amazoniens, qui varient de 1 280 à 1 419 mm (MOLINIER et al., 1992). Ceci justifie l'adoption de 1 315 mm comme valeur de référence pour les sous-bassins A, B et C. Pour le sous-bassin H, nous avons adopté 1 388 mm (son déficit d'écoulement) comme valeur de son ETR.

Les sous-bassins D, E et F ont des ETR plus fortes, en accord avec les mesures sur bac (sous-bassin E), les résultats de ROCHE (1982) et de LIMA et al. (2005), ceci du fait d'une pluviométrie un peu plus importante, surtout sur le sous-bassin E à cause du classique phénomène de brise de mer.

4.2 ∆R (Variation des réserves souterraines en eau)

Le bilan des sous-bassins A, B, C, D, E et F fait apparaître une augmentation des réserves par infiltration, principalement dans le sous-bassin A. Sur ce sous-bassin, cette infiltration plus forte est en accord avec un débit spécifique plus faible, lié à son complexe physique, et correspond à une conductivité hydraulique comprise entre 2 et 4.10^-7 m•s^-1, qui est celle des sols (latosols rouges-jaunes et podzols rouges-jaunes) du sous-bassin (SOUZA, 1991).

Cette eau qui s'infiltre doit normalement réapparaître à un endroit ou à un autre. Dans le cas des très grands bassins versants (Amazone, Tapajós, Xingu), elle réapparaît dans le bassin même.

Pour les autres sous-bassins, nous avons considéré que la restitution se fait dans le thalweg des lits majeur et mineur de l'Amazone, c'est-à-dire dans les sous-bassins AmazO (pour les sous-bassins A, B et C) et AmazE (pour les sous-bassins D, E et F), ceci du fait du manque d'information concernant l'alimentation des nappes profondes et la modicité des volumes infiltrés.

4.3 Débit

Sous-bassin D : nous avons distingué une zone Ouest (où se trouve la station hydrométrique), de 19 051 km², à relief modéré et une zone Est, plus plate, de 3 119 km²;
Sous-bassin E : il correspond à la partie Ouest de l'île de Marajó. Cette zone, boisée et marécageuse, est pratiquement sans relief (LE COINTE, 1945) : les points cotés de la carte au 1:1 000 000 de l'IBGE (feuille SA-22 « Belém ») indiquent des altitudes inférieures ou égale à 36 m. Le réseau hydrographique est (LIMA et al., 2005) un enchevêtrement de « furos, paranás e igarapés » (canaux, bras et petites rivières). Le drainage se fait mal et la marée océanique (voir figure 8) perturbe l'écoulement. Les débits ont été observés à deux stations un peu en dehors du sous-bassin : Cachoeira do Arari (0°00' S - 48°56' W, 4 120 km²) sur l'exutoire du lac Arari (Figure 2) et Piranhas (1°47' S - 51°41' W, 581 km²) à 15 km de la limite sud du sous-bassin F. Alors qu'il pleut en moyenne 3 146 mm sur le bassin E, les lames équivalentes de l'écoulement (Le) à ces stations n'atteignent pas le millimètre! Dans ces conditions, nous sommes partis d'une ETR de 1 501 mm. L'infiltration est de 145 mm. Elle correspond à un faible coefficient de perméabilité (0,5.10^-8 m•s^-1) en accord avec LESACK (1995), BARROS et al. (1998) et LIMA et al. (2005). La forte pluviométrie associée à un mauvais drainage a depuis longtemps rendu les sols hydromorphes et peu perméables (SOUZA, 1991). Le déficit d'écoulement du sous-bassin est 1 646 mm;
Sous-bassin F : tout comme pour le sous-bassin D, les apports du sous-bassin F sont la somme des apports de leurs parties Ouest et Est. La partie Ouest utilise les débits spécifiques de la station hydrométrique de Porto da França, observée durant huit ans. La partie Est reprend les débits spécifiques du sous-bassin E;
Sous-bassin J : d'une superficie de seulement 2 090 km², ce sous-bassin correspond à la plaine d'inondation (várzea), avec plusieurs lacs permanents, située en face Óbidos. Cette várzea (superficie : 3 754 km²) a fait l'objet de plusieurs études de la part du Projet HYBAM, notamment celle de BONNET et al. (2008) portant sur la modélisation du bilan hydrologique fleuve-várzea. Du fait que la limite du bassin Óbidos-Océan coupe en deux la várzea et ses lacs, le bilan hydrologique du sous-bassin J est un peu plus complexe (Figure 4).
Les apports du sous-bassin J proviennent, pour 85 %, d'une dérivation du débit de l'Amazone, principalement en a (Figure 4), qui va contourner la station hydrométrique d'Óbidos, la sortie se faisant en b, à l'extrémité Est de la várzea.
Les débits d'entrée et de sortie de l'Amazone ont été mesurés depuis l'année hydrologique 1997-1998 jusqu'à 2002-2003 (BONNET et al., 2008).
L'extrapolation des débits en entrée est faite avec le module annuel de l'Amazone à Óbidos (r = 0,82). La valeur interannuelle des débits entrant est de 1 030 m³•s^-1. L'extrapolation des débits de sortie est faite avec la pluviométrie annuelle (r = 0,73) et avec le module annuel de l'Amazone à Óbidos (r = 0,85). Le faible écart entre ces deux coefficients de corrélation autorise de faire la moyenne des deux séries de résultats. La valeur interannuelle des débits de sortie est de 1 216 m³•s^-1. Les apports propres du sous-bassin correspondent à la différence sortie-entrée (186 m³•s^-1), ce qui correspond à un débit spécifique de 8,9 L•s^‑1•km^‑².
Déjà signalé par CALLÈDE et al. (2002), la part du débit de l'Amazone échappant à la station hydrométrique d'Óbidos (c'est-à-dire les débits entrant dans la várzea, soit 1 030 m³•s^-1) est insignifiante (0,65 %) en comparaison avec le débit mesuré à la station;
Sous-bassins AmazO et AmazE : ces sous-bassins correspondent aux lits mineur et majeur (várzea) de l'Amazone. Ils sont alimentés par la pluie (diminuée de l'ETR) et par les apports en provenance des nappes.
- Sous-bassin AmazO : la pluie moyenne interannuelle, 2 134 mm, diminuée de l'ETR (1 325 mm) conduit à un apport moyen interannuel de 506 m³•s^-1 (Équation 4) La restitution des infiltrations des sous-bassins A, B et C (1 047 mm) correspond à un débit de 1 705 m³•s^-1. Les apports totaux du sous-bassin sont de 2 211 m³•s^-1;
- Sous-bassin AmazE : de façon identique, la pluie est de 2 696 mm. ETR : 1 416 mm, d'où un apport de 1 069 m³•s^-1, auquel s'ajoute la restitution des infiltrations des sous-bassins D, E et F (593 mm) soit 316 m³•s^-1. Les apports du sous-bassin sont de 1 385 m³•s^-1.

Figure 4

**Fonctionnement de la Várzea de Curuaí et du sous-bassin J. Terra firme : Terre ferme (zone jamais inondée).**

**Functioning of the Várzea de Curuaí and of the sub-basin J. Terra firme = dry land (never flooded area).**

4.4 Précision de la méthode du bilan

4.4.1 Rappel

Les erreurs à craindre dans ce travail sont essentiellement du type accidentel, c'est-à-dire tantôt positives, tantôt négatives, car nous admettrons que les erreurs d'étalonnage (erreurs systématiques) ont été corrigées. Normalement, on appelle erreur l'écart entre la mesure effectuée et la valeur exacte donnée par un instrument plus précis. Si l'on répète suffisamment de fois les mesures, la valeur exacte peut être assimilée à la moyenne arithmétique des valeurs mesurées;
Traitement des erreurs : comme il n'est pas possible de connaître le signe de l'erreur accidentelle, la somme des erreurs Ea , Eb , Ec, … se calcule en utilisant la formule :

tirée des travaux de GAUSS – Theoria combinationis, 1821 – et qui se justifie par :

où quel que soit le signe de a ou b, seul le double produit 2ab peut être négatif : la somme tendra vers zéro au fur et à mesure que le nombre de termes augmentera;

Moyenne quadratique : l'équation 5 conduit à la définition de la moyenne quadratique Q(x)

avec : x : erreur et n : nombre d'erreurs. Si l'erreur est calculée par rapport à la moyenne arithmétique des mesures, cette moyenne quadratique correspond à l'écart-type;

Traitement des incertitudes : si le nombre de termes est insuffisant (disons inférieur à 5) pour que la somme algébrique des erreurs soit nulle, il faut être plus circonspect. L'équation 5 ne s'applique pas. Nous parlerons alors d'incertitude. Le traitement des incertitudes implique de toujours se placer dans le cas le plus défavorable en supposant que les incertitudes s’ajoutent (BOURDILLON, 2001).

4.4.2 Sous-bassin disposant de station hydrométrique

Facteur d'échelle k : la station hydrométrique n'est généralement pas située à l'exutoire du sous-bassin. Nous appellerons k, dans le tableau 2, le résultat de :

La valeur du coefficient k figure dans le tableau 2;

Erreur dans la détermination des débits : nous utilisons, ici, la dispersion des mesures de débits par rapport à la courbe de tarage, c'est-à-dire, l'écart entre le débit mesuré pour une hauteur h et celui de la relation hauteur-débit correspondant à cette même hauteur. Pour une même station, la moyenne quadratique (équation 6) des dispersions (ramenées en % du débit) de tous les jaugeages sera considérée comme étant l'erreur (indiquée dans colonne « Tar ») dans la détermination des débits à cette station hydrométrique;
Erreur dans la reconstitution des années manquantes pour le débit : ce sera, d'une part, celle de la moyenne quadratique des dispersions dans la corrélation pluie/débit (calculée entre le débit observé et celui déterminé par la régression). À cette erreur s'ajoute l'erreur précédente (détermination des débits). Comme il s'agit là, également, de moyenne quadratique, l'équation 5 s'applique (addition de variances). Le résultat est indiqué dans la colonne « exAn »;
Incertitude dans la détermination des débits du sous-bassin : ce sera la moyenne, pondérée par le nombre d'années observées et reconstituées, entre l'erreur de détermination du débit et l'erreur de reconstitution des données manquantes. Ce résultat (colonne « Total ») est amplifié par le coefficient k :

4.4.3 Sous-bassins dépourvus de station hydrométrique

Incertitude dans la détermination de l'ETR : nous admettons une incertitude de ± 100 mm sur une valeur de l'ETR annuelle de 1 400 mm, c'est-à-dire ± 7 %;
Incertitude dans la détermination de la pluviométrie moyenne : l'incertitude sur la mesure de la pluie moyenne est difficile à cerner. Au pas de temps annuel, JACQUET (1960) indique une incertitude de ± 15 % entre 32 pluviomètres répartis sur 10 000 m². MOLION et DALLAROSA (1990) trouvent une incertitude de ± 21 % entre divers pluviomètres installés dans la région de Manaus, puis d'Oriximina (Figure 3), la distance entre ces instruments pouvant dépasser 100 km. La bonne densité des pluviomètres des sous-bassins nous conduit à admettre une incertitude de ± 18 % pour les sous-bassins (ou partie de sous-bassin) D, E et F. Pour le lit majeur de l'Amazone (AmazO et AmazE), nous adopterons ± 15 %. Ces valeurs figurent dans la colonne « Pluie »;
Incertitude dans la reconstitution des années manquantes pour la pluviométrie : les années manquantes ont été reconstituées par corrélation avec les stations proches. La dispersion des points de pluviométrie par rapport à la droite de régression (écart, en valeur absolue, entre ce point et sa valeur théorique donnée par la droite) est exprimée en %. Sa valeur moyenne sera considérée comme étant l'incertitude dans la reconstitution des années manquantes. Cette incertitude vient s'ajouter à l'erreur précédente (18 ou 15 %). Le résultat figure dans la colonne « exAn ».
Incertitude dans la détermination des débits du sous-bassin : ce sera la moyenne, pondérée par le nombre d'années observées et reconstituées, entre l'incertitude de détermination de la pluviométrie moyenne et l'incertitude de reconstitution des données manquantes, à laquelle s'ajoutent les 7 % d'incertitude sur l'ETR (colonne « Total »).

4.4.4 Incertitude exprimée en débit

C'est le produit de l'incertitude du sous-bassin (colonne « Total ») par le débit du sous-bassin ou de la partie de sous-bassin (Tableau 2).

Tableau 2

**Erreurs et incertitudes à craindre sur le débit du bassin versant entre Óbidos et l'Océan Atlantique.**

**Errors and uncertainties to be considered regarding the catchment discharge between Óbidos and the Atlantic Ocean.**

4.4.5 Commentaires sur le tableau 2

Sous-bassin D : c'est l'incertitude de l'unique station hydrométrique du sous-bassin qui caractérise la partie Ouest. Il n'y a pas de station sur la partie Est;
Sous-bassin F : l'incertitude de la partie Ouest est celle de la station de Porto da França. La partie Est, dépourvue de station, est considérée comme ayant la même incertitude que celle du sous-bassin E;
Sous-bassin G : l'incertitude de la partie Sud est celle de la station d'Altamira. Pour la partie Nord, c'est celle de la station de Porto da França;
Sous bassin I : c'est l'erreur de la station d'Itaituba qui est retenue pour la partie Sud. Pour la partie Nord, l'incertitude sur le bassin versant compris entre Itaituba et Jatobá (voir le premier paragraphe de 3.1.2) est celle de ces deux stations. Les mesures de débit à Jatobá indiquant que cette station est également sous l'influence du niveau de l'Amazone, nous supposerons que l'erreur sur la détermination des débits à Jatobá est identique à celle d'Itaituba. Cette erreur pour la zone Nord est la somme (équation 5) des erreurs de la station d'Itaituba, répétée pour celle de Jatobá.

L'incertitude totale sera majorée de 10 % pour tenir compte d'un écart entre les débits spécifiques du bassin versant Jatobá-Itaituba et celui d'Itaituba à la confluence.

Sous-bassin J : Les incertitudes à craindre sont uniquement celles de la sortie :
- incertitude sur les six débits mesurés : ± 5 %, (d'après OLIVIER et al., 2008);
- extrapolation des 26 années manquantes : ± 17 %, soit une incertitude globale de ± 22 %.
Sous-bassins AmazO et AmazE : les débits (506 et 1 069 m³•s^-1) correspondent aux résultats donnés par l'équation 4, c'est-à-dire sans les apports liés à l'infiltration.

4.4.6 Détermination de l'incertitude à craindre sur le bassin versant entre Óbidos et l'océan Atlantique

Nous avons 18 valeurs d'incertitude de débit des sous-bassins, qui peuvent être positives ou négatives. Elles vont de 6 à 1 276 m³•s^-1. Cette dispersion des incertitudes ne nous permet pas, malgré l'importance (18) de l'échantillon, d'appliquer l'équation 5. Nous avons fait le total de ces valeurs, soit 4 248 m³•s^-1 d'incertitude absolue. Ceci représente une incertitude relative de 13,8 %.

4.4.7 Influence d'une erreur sur l'infiltration

En supposant une incertitude de ± 100 mm sur l'infiltration des sous-bassins A, B, C, D, E et F (superficie globale : 198 715 km²), ceci conduit (équation 4) à une incertitude globale de ± 630 m³•s^-1 sur le débit des sous-bassins AmazO et AmazE. Au niveau du bassin Óbidos-Océan Atlantique, cette incertitude n'est que de ± 2 %. Au niveau de l'ensemble du bassin amazonien, elle n'est plus que de ± 0,3 %.

4.5 Débit de l'Amazone à son embouchure

L'addition, pour la période 1972-2003, du débit de l'Amazone à Óbidos à celui du bassin Óbidos-Océan Atlantique, donne 32 valeurs du débit de l'Amazone à son embouchure. Ces valeurs sont comprises entre 160 et 233.10³ m³•s^-1.

L'analyse statistique de la distribution montre que la distribution suit davantage une loi hypogaussique de Goodrich plutôt qu'une loi normale (Figure 5). Ceci provient du fait d'une rupture en 1970 dans la série chronologique des débits, liée à un effet de bascule entre l'Afrique sahélienne et l'Amérique du Sud (CALLÈDE et al., 2008), ce qui a rendu l'échantillon non indépendant. La série des modules à Óbidos, pour cette période 1972-2003, suit également la loi de Goodrich, mais l'échantillon 1940-2003 (CALLÈDE et al., 2008) est distribué suivant une loi normale. Ceci prouve le caractère perturbateur de la rupture de 1970.

Figure 5

**Distribution des 32 modules de l'Amazone à son embouchure (reconstitués) et à Óbidos (observés).**

**Distribution of the 32 annual discharges of the Amazon at its mouth (reconstituted) and at Óbidos (observed).**

Nous obtenons ainsi (débits en milliers de m³•s^-1):

Moyenne	202,4
Médiane	204,7
Mode	209,1

La médiane étant moins sensible aux valeurs extrêmes, nous adopterons 204,7.10³ m³•s^-1 comme valeur du débit de l'Amazone à son embouchure (la médiane, à Óbidos, est de 173,5.10³ m³•s^-1).

Le calcul de l'incertitude dans la détermination du débit à l'embouchure n'utilise que deux termes : l'incertitude sur le débit à Óbidos (± 3 %) et celle sur le bilan Óbidos-Océan (13,8 %). Nous composerons ces deux valeurs en effectuant une moyenne pondérée par le débit (173,5 pour Óbidos et 30,8 pour le bilan), ce qui donne ± 4,6 %. La méthode du bilan hydrologique aurait ainsi une précision de ± 5 %.

La distribution de Goodrich pour les débits à l'embouchure indique que, 95 fois sur 100, les débits seront compris entre 169 et 228.10³ m³•s^-1.

Les 32 modules annuels ainsi déterminés permettent de calculer le coefficient d'irrégularité interannuelle K₃ (ROCHE, 1963, p. 342), qui est le rapport entre le module décennal de forte hydraulicité par celui de faible hydraulicité. À l'embouchure, K₃ serait de 1,25 alors qu'il est de 1,28 à Óbidos (CALLÈDE et al., 2002).

5. Mesures à l'embouchure

Le Bas-Amazone en aval d’Óbidos est sous l’influence de la marée océanique. A Óbidos même, les relevés d'un limnigraphe, installé en janvier 1982 à 3 km en amont de la station hydrométrique du port, indiquent que cette influence ne se manifeste qu’en basses eaux et n’entraîne qu’une oscillation maximale de 10 cm, alors que le marnage annuel est de 8 m. À l'embouchure (Figure 2), les marégraphes de Porto Santana (648 km en aval d'Óbidos) et de Ponta do Céu (816 km) indiquent un marnage de l'ordre de 3,3 m. À Porto Santana, la crue de l'Amazone occasionne encore une augmentation du niveau moyen journalier de l'eau de l'ordre de 50 cm. À Ponta do Céu, 168 km plus en aval, le niveau moyen journalier de l'eau (toujours douce) est pratiquement constant (oscillation de ± 2 cm). Ceci confirme le choix adopté pour la limite Est du bassin versant amazonien.

De plus, la variation du niveau occasionnée par la marée a une influence sur le débit instantané. Aussi est-il nécessaire de disposer de plusieurs mesures de débit réparties durant un cycle de marée (théoriquement 12 h 25 min) pour réussir à cerner la valeur la plus exacte possible du débit moyen journalier. Ceci n'a été possible qu'avec un mesureur ADCP.

5.1 Données

5.1.1 Les mesures à l'entrée amont de l'estuaire de l'Amazone

Afin de mettre au point la technique de la mesure à l’estuaire, une première série de jaugeages est faite, en juin 1997 (Guyotet al., 1998), à deux emplacements (Figure 3). L’un est situé un peu en amont de Gurupá (1°25’ S - 51°38’ W) sur le canal qui s'appellera Canal do Vieira Grande plus en aval; l’autre est à l'entrée du Canal do Norte (1°24’ S - 51°57 W). Les mesures confirment l’influence de la marée océanique sur le débit de l’Amazone et la nécessité d’une détermination « en continu », c'est-à-dire que les mesures sont effectuées sans interruption, une traversée succédant immédiatement à la précédente.

C’est en travaillant « en continu » que les jaugeages sont repris en novembre 1998 puis en mars et juin 1999 (KOSUTH et al., 1999, 2009). Pour obtenir le débit à l'estuaire, la somme des débits mesurés à ces deux stations doit être majorée de l’apport journalier du Rio Jari (sous-bassin C) et de l'apport des sous-bassins D, E et F. Les résultats (même ceux de 1997) sont cohérents avec ceux réalisés plus en aval, à l'Embouchure.

5.1.2 Les mesures à l'Embouchure

En juin 1999, une mesure encore plus en aval est tentée par les hydrologues du programme HYBAM près de Macapá, ceci afin d’englober les débits du Rio Jari et des sous-bassins D, E et F.

Deux sections de mesure sont nécessaires : une sur le Canal do Norte et l'autre sur le Canal do Vieira Grande (Figure 2). Seul le jaugeage du Canal do Norte a été réalisé, celui prévu sur le Canal do Vieira Grande nécessitant un bateau plus stable. Des jaugeages sont effectués aux deux sections en mars, mai et octobre 2000.

En juin 2007, les mesures sont continuées, aux mêmes emplacements, dans le cadre d'une coopération ANA, IRD et Instituto de Pesquisas Científicas e Tecnológicas do Estado do Amapá (Institut de Recherches Scientifiques et Technologiques de l'Etat d'Amapá – IEPA). L'ADCP est couplé à un GPS (Global Positioning System) pour éliminer l'erreur de « fond mobile », et à un sondeur à ultrasons pour éliminer celle du « fond fantôme ». Deux nouvelles séries de jaugeages sont faites en juin et octobre 2008.

Ces jaugeages sont longs (1,4 heure pour une traversée) à cause de la largeur des sections (de l'ordre de 11 km). De ce fait, il n'est possible d'effectuer qu'au plus 10 jaugeages par jour dans la section, ce qui est peu pour un tracé précis de l'hydrogramme du cycle journalier du débit. L'incertitude à craindre sur la détermination du débit serait de l'ordre de ± 8 %.

Les valeurs des débits mesurés sont regroupées dans le tableau 3. Les jaugeages de 2007 et 2008 ont permis de déterminer l'importance de l'erreur de « fond mobile » et d'en corriger les mesures de 1997 à 2000 (celle de « fond fantôme » ayant déjà été éliminée au dépouillement des jaugeages).

Mesures de débit de l'Amazone à son embouchure (Débits en 103 m3•s-1). — Tableau 3

**Mesures de débit de l'Amazone à son embouchure (Débits en 10³ m³•s^-1).**

**River Amazon discharge measurements at its mouth (Discharge in 10³ m³•s^-1).**

5.1.3 Interprétation des mesures

Les mesures montrent que l'écoulement de l'Amazone dans l'Océan s'effectue de façon discontinue deux fois par jour. Pendant la marée basse, l'écoulement se fait normalement vers l'Océan (débits positifs). Lorsque le niveau de l'Océan remonte, la très faible pente (négative) de la surface libre va diminuer, tout comme le débit. Lorsqu'elle devient positive, l'écoulement change de sens : les eaux de l’estuaire remontent vers l'amont (débits négatifs). Ceci veut dire qu'en situation de marée haute, l’Océan fait barrage hydraulique à l’écoulement du fleuve (KOSUTH et al., 1999, 2009).

Les pointes de débits peuvent dépasser les 500 000 m³•s^-1 : le jaugeage de mai 2000 indique une pointe de débit incroyable de 630 000 m³•s^-1 (240 000 m³•s^-1 sur le Canal do Norte et 390 000 m³•s^-1 sur le Canal do Vieira Grande).

L'inversion du sens des écoulements se traduira par un très rapide renversement de 180° de la direction du courant (voir la Figure 8). L’existence de ces débits négatifs a fait craindre une intrusion d'eau salée. Aussi, des déterminations in situ de profils de conductivité des eaux, de la surface jusqu'au fond et durant tout un cycle de marée, ont été réalisées. Ceux-ci indiquent continuellement une conductivité de l'ordre de 45 µS•cm^-1 à 25 °C. C'est celle de l'eau douce, correspondant globalement à la valeur habituelle de l'Amazone. En comparaison, l'eau de mer est mille fois plus conductrice, de l’ordre de 45 000 µS•cm^-1. Il n'y a donc aucune influence d’eau marine qui ferait augmenter la conductivité et, par conséquent, aucune correction ADCP de débit à effectuer. Ceci est en parfait accord avec les travaux de GORDEEV et al. (1992), COSTA DA SILVA et al. (2005) et les résultats des premières campagnes océanographiques du projet AMANDES (Amazone-ANDEANS : weathering and transport of elements at a crucial land-sea interface).

5.2 Méthode pour l'utilisation de ces jaugeages pour le calcul du module interannuel de l'Amazone à son embouchure

D'Óbidos jusqu'à l'Océan, l'hydrogramme de l'Amazone est perturbé par la marée et, arrivé à proximité de l'embouchure, la classique relation hauteur-débit a perdu toute signification.

La figure 6 montre la distribution des mesures à l'embouchure en fonction des mois. L'hydrogramme à Óbidos et le limnigramme à Porto Santana (débarrassé des oscillations dues à la marée) sont également figurés.

Figure 6

**Distribution des jaugeages à l'embouchure en fonction du calendrier de l'année. Comparaison avec l'hydrogramme d'Óbidos et avec le limnigramme de Porto Santana.**

**Distribution of the stream gauging at the mouth according to the calendar year. Comparison with the hydrograph of Óbidos and the limnograph of Porto Santana.**

On voit nettement, à l'oeil :

que le maximum de hauteur d'eau à Porto Santana (qui devrait correspondre à la pointe de la crue de l'Amazone) se produit 60 jours plus tôt qu'à Óbidos, ce qui est illogique;
que la distribution des jaugeages suit bien davantage l'hydrogramme d'Óbidos que le limnigramme de Porto Santana.

Ceci nous a incités à corréler les débits mesurés à l'embouchure avec ceux d'Óbidos. Cette corrélation est très étroite (Figure 7), ce qui n'a rien d'étonnant entre ces deux stations « voisines » d'un fleuve extrêmement régulier.

Corrélation entre les jaugeages à l'embouchure et le débit correspondant à Óbidos (hypothèse d'un temps de propagation nul). Débits en 103 m3•s-1. — Figure 7

**Corrélation entre les jaugeages à l'embouchure et le débit correspondant à Óbidos (hypothèse d'un temps de propagation nul). Débits en 10³ m³•s^-1.**

**Correlation between the stream gauging at the mouth and the corresponding discharge in Óbidos (hypothesis of a null travel time). Discharge in 10³ m³•s^-1.**

Compte tenu de l'effet asymptotique du niveau de l'Océan, c'est la relation polynomiale d'ordre 2 qui s'avère la plus appropriée.

En tenant compte du temps de propagation, allant de sept jours (en crue) à 21 jours (en basses eaux), le coefficient de détermination est : R² = 0,944. Mais il est meilleur (R² = 0,968) dans l'hypothèse d'un temps de propagation nul!

Les tests non paramétriques de Spearman (rs = 0,842, probabilité = 0,002) et de Kendall (τ = 0,689, probabilité = 0,006) sont utilisés ici à cause du faible nombre de mesures à l'embouchure et à leur distribution dissymétrique. Nous avons également employé le test paramétrique de Bravais-Pearson (r = 0,980, probabilité < 0,0001). Ils confirment, ensemble, que la corrélation entre les deux échantillons est hautement significative.

En conséquent, nous pouvons utiliser un débit à Óbidos pour estimer le débit de l’Amazone à l'embouchure. En utilisant la corrélation curviligne d'ordre 2 et le débit annuel médian de la période 1972-2003 suivant une distribution de Goodrich (173,5.10³ m³•s^-1), nous obtenons un débit interannuel de 202,1.10³ m³•s^-1 pour l'Amazone à son embouchure. Suivant les règles de calcul de l'incertitude (BOURDILLON, 2001), l'erreur sur cette détermination est de ± 7 % (± 4 % sur la corrélation Óbidos/embouchure, ± 3 % sur le débit à Óbidos).

6. Les déversements de l'amazone dans les furos

Une partie des eaux de l'Amazone n'est pas mesurée à l'embouchure, car en rive droite, elle se déverse dans l'Océan via les furos. Ancien bras de l'Amazone, les furos (Figure 2) sont des canaux (certains sont utilisés pour la navigation maritime entre Belém et Manaus) reliant l'Amazone (dans la région de Macapá) au Rio Pará (à 200 km environ en amont de Belém).

Le fonctionnement hydrologique de ces furos est assez compliqué, car ceux-ci sont soumis, d'une part, à l'influence des régimes hydrologiques de l'Amazone (dans leur partie septentrionale) et du Rio Tocantins (partie méridionale) et, d'autre part, à celle de la marée océanique. À Macapá, la crue de l'Amazone a lieu en juin (Figure 6) tandis que celle du Rio Tocantins se produit en mars.

Les travaux sur l'hydrologie des furos sont peu nombreux. Ils ne se résument pratiquement qu'à ceux d'HUBER (1902) qui a observé l'ensemble des furos et de leurs particularités.

À partir d'une évaluation datant de 1862-64, faite par l'hydrographe J. DA COSTA AZEVEDO (futur Baron de Ladário et futur Ministre de la Marine), HUBER (qui était un botaniste suisse) estime le débit des furos à 1 400 m³•s^-1. La préoccupation de ce scientifique était essentiellement de montrer que, dans les furos, l'écoulement prépondérant est celui qui va de l'Amazone vers le Rio Pará.

Le 21 juin 2007 une première détermination précise du débit réalisée par ADCP a été faite sur le Rio Jacaré Grande (Estreito de Breves), à environ 90 km au nord-nord-ouest de Breves (Figure 2). La section de mesure fait 2,4 km de large et un jaugeage dure 25 min. L'influence de la marée implique des mesures « en continu » car le débit varie rapidement.

La figure 8 montre que le sens du courant s'inverse toutes les demi-marées, en plein accord avec ce qu'avait décrit HUBER (1902).

Figure 8

**Estreito de Breves. Variations du débit et de la direction de l'eau donnée par son azimut géographique, le 21 juin 2007.**

**Estreito de Breves. Variations of discharge and water direction given by its geographical azimuth, on June 21, 2007.**

Une seconde mesure a été faite le 3 juin 2008, puis une troisième le 30 septembre 2008, au même emplacement. Les résultats sont reportés dans le tableau 4. Avec ce grand nombre de jaugeages par mesure, la dispersion moyenne des mesures n'est que de ± 3,6 %.

Jaugeages de l'Estreito de Breves et de l'Amazone en 2007 et 2008. — Tableau 4

**Jaugeages de l'*Estreito de Breves* et de l'Amazone en 2007 et 2008.**

**Stream gaugings of the *Estreito de Breves* and the River Amazon in 2007 and 2008.**

La corrélation de ces trois jaugeages avec le débit correspondant à Óbidos permet déjà d'avoir une idée de la valeur du module interannuel de ce furo sur la période 1972-2003 : 2,5.10³ m³•s^-1 (incertitude : ± 7 %).

Il reste encore à déterminer (Figure 2) les modules interannuels de l'important furo de Tajapurú et les apports du bassin du Rio Anajás. Seule une estimation est possible, aucune mesure n'ayant encore été faite ni programmée.

Le furo de Tajapurú est de caractéristiques comparables à l'Estreito de Breves. Son module interannuel devrait être aussi de l'ordre de 2,5.10³ m³•s^-1. Les apports du bassin du Rio Anajás peuvent être confondus avec ceux du sous-bassin E (977 m³•s^-1). Ceci conduit à un total de 3,5.10³ m³•s^-1 (incertitude : ± 30 %).

Dans ces conditions, nous pouvons évaluer le module interannuel de la dérivation de l'Amazone à travers les furos à environ 6,0.10³ m³•s^-1, avec une incertitude de ± 20 %.

7. Discussion

La détermination des apports liquides de l'Amazone à l'océan Atlantique, par la méthode du bilan hydrologique, indique un module interannuel de 204,7.10³ m³•s^-1. Dans ce bilan, les apports de l'Amazone à Óbidos, du Rio Tapajós et du Rio Xingu constituent 95 % de ce débit. Sur les 5 % restants, les apports des sous-bassins dépourvus de station hydrométrique ne font que 4,7.10³ m³•s^-1, avec une incertitude de ± 19 %, (soit ± 879 m³•s^-1) sur le bassin Óbidos-Océan, ce qui ne représente plus que 0,4 % du débit à l'embouchure. La précision de cette méthode du bilan est de ± 5 %.

Partant du fait « qu'une mesure médiocre vaut mieux qu'un bon calcul » (ROCHE, 1963, p. 221), la seconde détermination est basée sur des mesures de débit faites à l'embouchure. Pour être utilisables, ces mesures doivent être rattachées aux débits mesurés à Óbidos. Les apports de l'Amazone sont la somme de ceux du Canal do Norte et du Canal do Vieira Grande (c'est-à-dire longeant la côte Nord de l'île de Marajó) et de ceux rejoignant l'Océan via les furos et le Rio Pará.

Les apports du Canal do Norte et du Canal do Vieira Grande sont de 202,1.10³ m³•s^-1 avec une incertitude de ± 7 %. Ceux des furos sont de 5,9.10³ m³•s^-1 et l'incertitude est ± 20 %. Le total donne un module interannuel de 208.10³ m³•s^-1 avec une incertitude de toujours ± 7 %, du fait que les apports des furos sont peu importants. Les deux méthodes donnent des résultats pratiquement identiques.

Nous n'avons pas évoqué le problème du stockage et de la vidange de l'eau dans les plaines d'inondations (várzeas). Ce point est encore mal cerné. Comme nous travaillons en année hydrologique, il paraît licite d'admettre a priori que le bilan stockage-vidange est nul à la fin chaque année et a fortiori à l'issue des 32 années de mesures utilisées ici.

Nos valeurs sont de même ordre de grandeurs que les évaluations précédentes. Compte tenu de l'imprécision dans la détermination de l'ensemble des débits des furos, nous admettrons, pour la période 1972-2003, un apport liquide de l'Amazone à l'océan Atlantique, arrondi à trois chiffres significatifs, de 206.10³ m³•s^-1 pour la période 1972-2003, avec une incertitude de ± 6 % (fourchette allant de 194 à 218.10³ m³•s^-1). Le débit spécifique est de 34,6 L•s^-1•km^-², ce qui est, avec celui de l'Orénoque (33,5) la plus forte valeur au Monde pour les bassins versants de superficie supérieure (ou très proche) au million de kilomètres carrés (CALLÈDE et al., 2002). Le coefficient d'irrégularité interannuelle, K₃, est de 1,25.

La détermination de la part exacte de l'Amazone dans les apports mondiaux en eau douce aux océans implique la connaissance de la valeur la plus exacte possible du total mondial des apports. Le tableau 5 récapitule les évaluations dudit total et indique le pourcentage de la part de l'Amazone à partir de son module de 206.10³ m³•s^-1. À notre avis, cette part est de 17 %.

Tableau 5

**La part de l'Amazone dans les apports mondiaux en eau douce.**

**The share of the River Amazon in worldwide contributions of fresh water.**

8. Conclusion

L'adéquation entre les deux méthodes d'estimation est excellente, sans pouvoir discerner quelle est la plus précise. Le module interannuel est de 206 000 m³•s^-1, ce qui classe l'Amazone comme étant le fleuve au Monde ayant le plus fort débit, bien loin devant le Congo (40,6.10³ m³•s^-1) qui arrive en seconde position (LARAQUE et al., 1998). Ce module interannuel a été qualifié de « monstrueux » par M. PARDÉ (PARDÉ, 1965). Qu'aurait-il dit au sujet des pulsions de 650 000 m³•s^-1 à l'embouchure?

Dix-sept ans plus tôt, MOLINIER et al. (1992) annonçaient un débit de 209 000 m³•s^-1, c'est-à-dire pratiquement la même chose. Aujourd'hui, les mesures à l'embouchure viennent confirmer la valeur de l'évaluation. Il ne restera plus qu'à compléter ces mesures à l'embouchure par celles concernant le furo de Tajapurú. Nous devons souligner ici le rôle primordial de la station hydrométrique d'Óbidos, clé de voûte de cette étude.

Si la dérivation de l'Amazone par les furos peut être considérée comme secondaire, voire négligeable (3 %) vis-à-vis du débit du fleuve, elle représente quand même 34 % des eaux qui passent sous « les murailles » de Belém : De LA CONDAMINE a lancé une boutade qui tombe à plat.

Cette étude gagnera à être complétée, dans quelques années, à partir des résultats des satellites spécialisés, mis en orbite durant la décennie 2000-2009. JASON-1 et 2 (successeurs de TOPEX (Topography Experimental) - Poséidon), ERS (European Remote Sensing)-2 puis ENVISAT (ENVironmental SATellite) déterminent déjà, avec une précision décimétrique, la hauteur du niveau de l'Amazone par rapport à l'ellipsoïde (CALMANT et al., 2008). CHAMP (CHAllenger Mini satellite Payload), GRACE (Gravity Recovery And Climate Experiment), GOCE (Gravity field and steady-state Ocean Circulation Explorer) mesurent les variations du champ de la pesanteur et permettent de réduire, dans le nouveau modèle de géoïde EGM (Earth Gravity Model) 2008, l'incertitude de la hauteur géoïde-ellipsoïde à une valeur proche du décimètre (VAZ DE ALMEIDA FILHO, 2009). Malheureusement, la pente très faible de la cuvette amazonienne conduit à un écoulement en régime non permanent, où la relation hauteur-débit est le plus souvent non univoque. En conséquence, il faudra attendre la mise au point des nouvelles techniques d'interférométrie « along-track » (ROMEISER et al., 2007) et de Lidar (Light Detection And Ranging) à effet Doppler, afin de connaître la vitesse et la direction des courants de surface (KOSUTH, 2007). Enfin, SMOS (Soil Moisture and Ocean Sanility) mesurera l'humidité des sols. De tels outils devraient améliorer, pour l'Amazone, la précision de la méthode du bilan hydrologique, sur les sous-bassins dépourvus de station hydrométrique.

Résumés

Résumé

Abstract

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