Modélisation et mesure de la dispersion du tritium sur le plateau continental du golfe de Gascogne

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Caractéristiques hydrodynamiques

La circulation générale dans le golfe de Gascogne peut être décrite en trois régions distinctes selon la bathymétrie du golfe de Gascogne : la plaine abyssale, le talus continental et le plateau continental. Koutsikopoulos et Le Cann (1996) ont synthétisé les caractéristiques hydrographiques pour ces trois régions (Figure 1.3).
Figure 1.3 – Représentation schématique de la circulation de surface dans le golfe de Gascogne modifiée d’après Koutsikopoulos et Le Cann, 1996. 1. Circulation générale de l’Atlantique Nord ; 2. Tourbillons anticycloniques ; 3. Courant de pente ; 4. Courant résiduel de surface ; 5. Courants de marée ; 6. Courants induits par les vents ; 7. Courants de densité induits par les apports d’eau douce.

La plaine abyssale

La plaine abyssale du golfe de Gascogne est située entre deux branches de la circulation de l’Atlantique Nord : la dérive Nord Atlantique au Nord et le courant des Açores au Sud (Figure 1.4). Une branche retour de la dérive Nord Atlantique entre dans la plaine abyssale du golfe de Gascogne est présente en surface (0 – 75 m) traduite par une circulation anticyclonique associée à de faibles vitesses de surface (1 – 2 cm.s-1), (Pingree, 1993; van Aken, 2002). Le changement du régime saisonnier des vents induit une inversion dans la circulation de surface qui devient cyclonique en automne et en hiver (Figure 1.5) (Charria et al., 2013).

Le talus continental

Le long du talus continental, la circulation est typique des bords Est des bassins océaniques (EBC, Eastern Bounday Current) (Neshyba, 1989). Le flux d’eau vers l’Est généré par le gradient méridien de densité entraîne une accumulation d’eau au niveau du talus du golfe de Gascogne. La pente de la surface libre ainsi créée génère par équilibre géostrophique un courant dirigé vers le Nord (Huthnance, 1984). Ce courant, l’Iberian Poleward Current (IPC) a été observé et décrit dans plusieurs études (Pollard et Pu, 1985; Frouin et al., 1990; Pingree et Le Cann, 1990; Pingree et Le Cann, 1992; Le Cann et Serpette, 2009). Ce courant de pente généralement faible (5 – 10 cm.s-1) (van Aken, 2002; Xu et al., 2015) sépare la dynamique du plateau de celle de la plaine abyssale ; il peut être contrarié spatialement et saisonnièrement selon le forçage des vents. En été, notamment sous l’action des vents de Nord-Ouest, le courant de pente s’inverse en diminuant d’intensité (1,5 cm.s-1). L’IPC est formé au large des côtes du Portugal, il remonte vers le Nord en suivant le talus. Contraint par la bathymétrie, il pénètre le long du plateau Ibérique. En hiver, les vents de Sud-Ouest intensifient la circulation de l’IPC le long du talus. L’intensification hivernale de l’IPC, également appelé « Navidad » (Pingree et Le Cann, 1992) du fait de sa présence durant la période de Noël, transporte des eaux chaudes et salées jusqu’au talus Aquitain (Le Cann et Serpette, 2009).

Le plateau continental

La circulation sur le plateau est principalement influencée par les vents et les gradients de densité induits par les flux de chaleur et d’eau douce (Lazure et Jégou, 1998; Lazure et al., 2008; Ferrer et al., 2009) ainsi que de manière indirecte par la marée. Ces différentes influences donnent lieu à de fortes variabilités spatio-temporelles de la direction et des vitesses des courants. Cependant, la compilation des trajectoires de bouées dérivantes collectées entre 1992 et 2009 par Charria et al., 2013 (Figure 1.5) met en évidence un flux moyen qui s’inverse notamment selon les saisons et le régime des vents. En hiver, la circulation résiduelle sur le plateau est dirigée vers le Nord (2 – 5 cm.s-1), elle diminue d’intensité et s’inverse vers le Sud en été (2 cm.s-1).
Figure 1.5 – Climatologie de la circulation océanique de surface dans le golfe de Gascogne d’après Charria et al., 2013. Les auteurs ont analysé les trajectoires de bouées dérivantes à la surface (entre 15 et 80 m) de 1992 à 2009.

La marée

La marée est la variation du niveau de la mer due principalement à la combinaison de l’attraction gravitationnelle exercée sur l’océan par la Lune, proche de la Terre, et de celle du Soleil, de par sa masse. La marée est constituée d’une somme de différentes composantes harmoniques associées pour certaines aux mouvements des astres et pour d’autres à des interactions non-linéaires des composantes de marée entre elles. La composante de marée qui prédomine dans le golfe de Gascogne est l’onde de marée semi-diurne M2 (période de 12,42 h) responsable de l’élévation de la surface d’environ 1,6 m à la côte (Le Cann, 1990). La composante quart-diurne M4, résultante de l’interaction de l’onde M2 avec elle-même, n’est pas négligeable et entraîne des surélévations de quelques dizaines de centimètres (Pairaud et al., 2008) (Figure 1.6A et B). Les autres composantes de marée ont une influence relative moindre, néanmoins la prise en compte de l’ensemble de ces composantes est essentielle à la reconstitution d’un signal précis de marée dans le golfe de Gascogne.
L’onde de marée est amplifiée sur le plateau continental et se propage du large vers la côte. Les courants générés par la composante de marée M2 sont les plus forts là où le plateau est le plus large. Ils augmentent donc du Sud du golfe de Gascogne vers le Nord pour atteindre leur maximum à l’entrée de la Manche (50 cm.s-1) (Le Cann, 1990). Sur le plateau Aquitain, les courants de marée sont d’environ 3 cm.s-1, pour 15 cm.s-1 sur le plateau Armoricain, avec des amplifications locales importantes de l’ordre de 1 m.s-1, au niveau de l’embouchure de la Gironde par exemple. Sur un cycle complet de marée le courant résiduel de marée est très faible sur le plateau (<1 cm.s-1) à l’exception près des côtes et des changements abrupts de bathymétrie où le courant résiduel peut être d’un ordre de grandeur supérieur (10 cm.s-1) (Figure 1.6C et D) (Planque et al., 2004; Lazure et Dumas, 2008; Lazure et al., 2008).
Figure 1.6 – (A) Amplitude (m) de l’onde de marée M2 et (B) M4 modélisée avec le modèle T-UGOm 2D extrait de Pairaud et al., 2008. (C) Vitesses maximales (m.s-1) et (D) courants résiduels (cm.s-1) modélisés durant un cycle de marée M2 avec le modèle MARS3D, extrait de Lazure et Dumas, 2008. Figure modifiée d’après Khojasteh Pour Fard, 2015.
Cependant la marée contribue indirectement au transport des masses d’eau en générant de forts gradients de densité. La marée permet le mélange de la colonne d’eau par frottement sur le fond en générant une turbulence qui homogénéise la salinité et la température sur la verticale empêchant la thermocline saisonnière de se développer lorsque les courants de marée sont importants. Ce facteur peut être quantifié par le paramètre de stratification de Simpson-Hunter (SH)
(Simpson et Hunter, 1974). Ce paramètre représente la capacité de la turbulence, induite par le
frottement sur le fond, à mélanger la colonne d’eau, il est défini tel que :
La représentation de ce critère sur le plateau du golfe de Gascogne par Lazure et al., 2008, (Figure 1.7), montre que les eaux présentes sur la grande majorité du plateau ont le potentiel pour être stratifiées (SH > 2). Ce critère est minimum au niveau des îles de Sein, d’Ouessant et de Belle-Ile. Il démontre le fort mélange de la marée à ces endroits. Au niveau des estuaires les faibles valeurs du critère de Simpson-Hunter n’indiquent pas une absence totale de stratification, car les apports d’eaux douces selon les saisons créent une stratification haline qui n’est pas prise en compte dans le calcul. Le mélange induit par le vent n’est également pas considéré dans ce critère.
Figure 1.7 – Critère de Simpson-Hunter (SH, Equation (1.1)) exprimé en échelle logarithmique, extrait de Lazure et al., 2008. SH > 2,7 indique que la colonne d’eau est potentiellement stratifiable.
La séparation entre une masse d’eau mélangée par la marée et une autre masse d’eau stratifiée est appelée front de marée (Huthnance, 1995; Pairaud, 2005). Dans le Golfe de Gascogne, ce phénomène est responsable de la formation du bourrelet froid entre l’embouchure de la Loire et de la Gironde par des profondeurs de 50 à 120 m (Vincent et Kurc, 1969) (Puillat et al., 2004), et également du front d’Ouessant en mer d’Iroise (cf. 1.4.3.1).
La marée contribue également au mélange de la couche de surface au niveau du talus continental à travers la génération d’ondes internes. Les ondes internes sont générées au niveau du talus continental. Les variations abruptes de la topographie créent une vitesse verticale importante lors du flux et du reflux des courants de marée barotropes qui induisent une oscillation des isopycnes au rythme de la marée semi-diurne. Ces ondes internes se propagent de part et d’autre du talus dans la thermocline. L’oscillation ainsi générée le long de la thermocline estivale contribue au mélange diapycnal dans la couche de surface (Pairaud, 2005). Le long du talus continental, ce mélange induit en surface, sur une étendue d’environ 30 km de large, des eaux dont la température de surface est de 1 à 2 °C plus froide que les eaux situées aux alentours. Cette langue d’eau froide est visible de la fin du printemps à l’automne (Pingree et New, 1995).
En résumé, le courant résiduel de marée étant très faible, le transport des masses d’eau dépend principalement du vent et des gradients de densité (Lazure et Jégou, 1998). Néanmoins la marée agit de façon indirecte sur le transport des masses d’eau en induisant de forts gradients de densité près des côtes et du talus continental.

Le vent

Régime saisonnier du vent

La circulation atmosphérique dans l’Atlantique Nord et l’Europe de l’Ouest est gouvernée par deux principaux centres d’activités atmosphériques : une zone de haute pression atmosphérique centrée en moyenne près des Açores (Anticyclone des Açores) et une zone de basse pression centrée en moyenne près de l’Islande (Dépression Islandaise) (Figure 1.8). La circulation géostrophique qui résulte de ce gradient méridien de pression entraîne une prédominance des vents d’Ouest sur le Golfe de Gascogne. Cette circulation zonale Ouest-Est varie en intensité et en direction selon les saisons. Les directions et vitesses de vents moyennées à l’échelle du golfe de Gascogne (Figure 1.9) mettent en évidence deux régimes de vents saisonniers. Durant le printemps et l’été la direction du vent est majoritairement Ouest-Nord-Ouest avec une faible occurrence de vitesses de vents supérieures à 10 m.s-1. Durant l’automne et l’hiver le vent s’accélère et bascule en direction Sud-Sud-Ouest (Figure 1.9). Ces variations de directions saisonnières s’expliquent en partie par l’intensification de la Dépression Islandaise en hiver et de l’Anticyclone des Açores en été, qui entraine une différence d’inflexion dans la direction moyenne des vents.
(A) et en hiver (B). HP : Haute pression, correspond à l’Anticyclone des Açores ; BP : Basse Pression correspondant à la Dépression Islandaise. La direction du vent dans le golfe de Gascogne est indiquée par une flèche blanche. Les données sont extraites des réanalyses du modèle NCEP/NCAR Reanalysis (Kalnay et al., 1996) disponible en ligne : https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.derived.html.
Le régime des temps dans l’Atlantique Nord ne se résume pas uniquement à la différence méridienne de pression entre la dépression islandaise et l’anticyclone des Açores, caractérisée par l’indice NAO (North-Atlantic Oscillation) (Hurrell, 1995). Il est également déterminé par des différences zonales de pression à savoir le régime de blocage et le régime de dorsale (Cassou, 2008) (Figure 1.10). Elles entraînent une grande variabilité du climat et de la direction des vents (Figure 1.9) sur l’Europe de l’Ouest à l’échelle de la semaine.
Figure 1.9 – Directions et vitesses du vent issues de la moyenne des composantes de vitesses du vent entre -6°W et 0°W de longitude, 43°N et 49°N de latitude du 01/01/2007 au 31/12/2016, issues des modèles météorologiques ARPEGE (2007 – 2011) et ARPEGE HR (2012 – 2016).

Upwelling et Downwelling

Lorsque le vent souffle parallèlement à la côte, le transport d’Ekman associé à 90° de la direction du vent entraîne une divergence ou une accumulation de la masse d’eau à la côte, selon le sens de la tension du vent (Figure 1.11).
Dans le golfe de Gascogne, en été lorsque les vents-dominants de Nord-Nord-Ouest sont parallèles à la côte, l’eau de surface, transportée vers le large, induit une remontée des eaux situées en dessous de la couche d’Ekman. Ce processus est appelé « upwelling » (Figure 1.11A). Un upwelling apporte ainsi en surface des eaux profondes plus froides et riches en nutriments que les eaux de surface qu’elles remplacent. Les upwellings associés à une forte stratification saisonnière entrainent un découplage accentué entre la surface et le fond et renforcent l’advection vers le large et le Sud des panaches de surface.
À l’inverse en hiver, lorsque les vents-dominants de Sud-Sud-Ouest soufflent parallèlement à la côte, l’entraînement de la couche de surface vers la côte induit une accumulation d’eau contre cette dernière et une plongée des eaux en profondeur. Ce processus est appelé « downwelling » (Figure 1.11B). La pente de la surface libre associée à l’accumulation des eaux à la côte renforce par géostrophie l’advection des panaches vers le Nord et près des côtes.

Les fronts de densité

La salinité et la température déterminent avec la pression la masse volumique ou densité (ρ) de l’eau de mer. L’influence de la température et de la salinité sur la densité n’est pas linéaire, elle est donnée par l’équation de l’état de l’eau de mer (TEOS-10, 2010).
Hill et Simpson, 1989 classent les fronts en deux types I et II (Figure 1.12). Le type I est caractérisé par un front continu dont les isopycnes s’étendent de façon continue de la surface jusqu’au fond. Le type II est représenté par une divergence des isopycnes vers la surface et vers le fond. Ces deux types de fronts se rencontrent sur le plateau continental en fonction des saisons. Le type I est caractéristique des fronts halins lors d’apports importants d’eau douce par les fleuves. Le type II est caractéristique des fronts thermiques rencontrés en période de stratification estivale entre des eaux côtières homogénéisées par la marée et des eaux stratifiées. Ces deux types de fronts engendrent des courants géostrophiques dirigés vers le Nord.

Les fronts thermiques de marée

L’homogénéisation jusqu’en surface de la colonne d’eau par le frottement des courants de marée sur le fond dépend fortement de la hauteur de la colonne d’eau à homogénéiser, de l’intensité des courants de marée et de la stratification saisonnière. Le plateau continental en pente du golfe de Gascogne et sa bathymétrie irrégulière près de certaines îles, engendrent des différences dans le mélange de la colonne d’eau par la marée, induisant des gradients de densité horizontaux illustrés (Figure 1.13).
L’intensification du rayonnement solaire au printemps et en été génère un réchauffement de la couche de surface mélangée par les vents. Ce réchauffement entraine une stratification de l’océan et un isolement des couches inférieures plus froides par une thermocline. Sur le plateau du golfe de Gascogne durant la période estivale, l’établissement de la stratification saisonnière, piège entre la thermocline et le fond, une masse d’eau froide surnommée « bourrelet froid» (Figure 1.13) (Vincent et Kurc, 1969) qui garde tout au long de l’année sa température hivernale. Au début de l’automne lorsque les flux de chaleur à l’océan deviennent négatifs, le mélange par la marée entraine la rupture de la stratification près des côtes. La colonne d’eau devient homogène de la surface jusqu’au fond (Figure 1.13) et un front de fond sépare la masse d’eau stratifiée de la masse d’eau côtière mélangée. Lazure et al., 2008 ont montré à l’aide de bouées dérivantes et de modèles numériques qu’en automne, sur le plateau Armoricain, de tels gradients de densité génèrent des courants dirigés vers le Nord, de 10 cm.s1 en moyenne et pouvant atteindre jusqu’à 25 cm.s-1.
En Mer d’Iroise, le front de marée d’Ouessant (Mariette et Le Cann, 1985; Le Boyer et al., 2009) sépare les eaux stratifiées du large et les eaux côtières mélangées par le frottement de la marée. Les vitesses géostrophiques estimées à partir du gradient de densité du front de marée d’Ouessant sont de l’ordre de 30 cm.s-1.

Les panaches fluviaux

Les apports d’eau douce dans le golfe de Gascogne induisent de fortes stratifications halines sur le plateau selon la propagation des panaches fluviaux à la surface. La stratification haline étant dépendante des débits, elle est en général minimale au début de l’automne, et maximale au début du printemps (Lazure et Jegou, 1998; Puillat et al., 2004) (Figure 1.14). Les apports d’eau douce peuvent induire des gradients de densité importants (type I, Figure 1.12) qui génèrent d’intenses courants baroclines s’écoulant vers le Nord dans la couche de surface en suivant la relation du « vent thermique » (Equation (1.2)), du fait de la force de Coriolis (Chapman et Lentz, 1994; Yankovsky et Chapman, 1997). La vitesse modélisée de ce courant barocline peut atteindre 20 cm.s-1 (Lazure et Jégou, 1998).

Le tritium

Généralités

Le tritium, symbolisé 3H ou T, est comme le protium (1H) ou le deutérium (2H), un des trois isotopes naturels de l’hydrogène (H), qui se différencient par leur nombre de neutrons. Il a été identifié en 1932 par Urey puis découvert par Rutherford en 1934 et séparé par Alvarez en 1937 (Gaza et Amiard, 2010).
Les isotopes d’un même élément ont des propriétés chimiques identiques. Le tritium est différent du protium et du deutérium par son instabilité nucléaire et sa forte différence de masse atomique (3,01605 u pour 3H et 1,00794 u pour 1H). Ces différences de masses entre les isotopes stables de l’hydrogène et le tritium ne modifient pas les réactions chimiques en tant que telles, mais seulement leur cinétique de réaction. Le phénomène de ségrégation isotopique lors des changements de phase de l’eau est observé, avec un faible enrichissement en tritium dans la phase d’eau la plus condensée (ASN, 2010). En conditions naturelles, aucune accumulation de tritium significative n’est impliquée par cette faible discrimination isotopique (Belot et al., 1996).
Le tritium est le seul isotope radioactif naturel de l’hydrogène, avec une période de demi-vie égale à 4497 ± 4 jours (~12,32 ans) (MacMahon, 2006). En se désintégrant, le tritium émet un atome de 3He stable et un rayonnement β- (électron) de faible énergie (Emoyenne=5,7 keV et Emax=18,6 keV) suivant l’équation suivante. J.% → M.%L + βO (2.1)
La faible énergie de l’électron émis suite à la désintégration entraîne un parcours maximum dans l’eau et dans l’air de 6 μm et 5 mm, respectivement (Hill et Johnson, 1993; Belot et al., 1996).
Les quantités de tritium sont exprimées (i) en activité : l’unité est le Becquerel (Bq) sachant qu’1 Bq
correspond à une désintégration par seconde; (ii) en activité massique : un gramme de tritium équivaut à une activité de 3,56×1014 Bq ; (iii) en unité de concentration : TU sachant qu’1 TU représente la proportion d’ un atome de tritium pour 1018 atomes de protium (1H).
La conversion de TU en Bq.kg-1 a varié au cours du temps en fonction des améliorations de la connaissance de la période radioactive du tritium. Pour un temps de demi-vie de 12,32 ans, 1 TU est égal à 0,1192 Bq.kg-1 d’eau tritié (HTO).

Formes chimiques et radiotoxicité du tritium

Le tritium est présent sous plusieurs formes chimiques dépendant du compartiment auquel il est associé (i.e l’atmosphère, l’hydrosphère et la biosphère).
99% du tritium atmosphérique est présent sous la forme de vapeur d’eau tritiée HTO et aboutit dans les océans en suivant le cycle de l’eau. Néanmoins dans l’atmosphère, le tritium peut être également retrouvé sous la forme de dihydrogène tritié (HT) et de méthane tritié (CH3T).
Le dihydrogène tritié (HT) dans l’atmosphère est peu oxydé en HTO (Ehhalt et Rohrer, 2009). Son temps de résidence y est de plusieurs années (Happell et al., 2004) alors qu’il est d’un mois pour HTO (Taylor, 1966). L’oxydation bactérienne du HT en HTO dans les sols est le principal puit de HT atmosphérique (Novelli et al., 1999).
Le tritium sous forme d’eau tritiée peut être incorporé dans la matière organique sous forme de tritium organiquement lié (organicaly bound tritium OBT) via les processus biologiques tels que la photosynthèse (Kim et al., 2013; Bacchetta, 2014).
Le tritium a une faible radiotoxicité de par la faible énergie du rayonnement β- émis lors de sa décroissance radioactive et de son faible parcours dans l’eau (6 μm). Les cellules cibles de la peau situées à 71 μm de profondeur ne sont pas exposées. Les risques liés à une exposition externe sont donc inexistants et seules les situations d’expositions internes sont à considérer (inhalation, ingestion ou absorption). L’eau tritiée est retenue dans l’organisme avec une période biologique de 10 jours (Belot et al., 1996). Une faible partie de l’eau tritiée incorporée est métabolisée sous forme organique avec un temps de renouvellement de 40 à 450 jours (Okada et Momoshima, 1993; Belot et al., 1996). Afin de mesurer l’impact d’un rayonnement ionisant sur des tissus biologiques, on définit la dose efficace pour une unité d’incorporation (DPUI). Il s’agit de la somme des doses équivalentes, pondérée par un facteur de risque qui est associé à chaque organe. La dose incorporée sous forme organique OBT est, pour une même activité incorporée, deux fois supérieures (4,1×10-11 Sv.Bq-1) à la dose due au tritium sous forme HTO (1,8×10-11 Sv.Bq-1) (ASN, 2010).

Table des matières

Introduction Générale
Le golfe de Gascogne
Caractéristiques géographiques
Caractéristiques hydrologiques
Caractéristiques hydrodynamiques
1.3.1 La plaine abyssale
1.3.2 Le talus continental
1.3.3 Le plateau continental
Les moteurs de la dispersion
1.4.1 La marée
1.4.2 Le vent
1.4.3 Les fronts de densité
Synthèse
Le tritium
Généralités
Formes chimiques et radiotoxicité du tritium
Sources de tritium dans l’environnement
2.3.1 Tritium naturel
2.3.2 Tritium anthropique
2.3.3 Bilan du tritium dans l’environnement en 2016
2.3.4 Mesure du tritium sous la forme HTO
Article: Inventory and distribution of tritium in the oceans in 2016
Synthèse
Evaluation des flux de tritium issus des CNPE dans le golfe de Gascogne
Données de rejets en tritium des installations nucléaires
Modélisation du transfert du tritium dans les rivières
3.2.1 Modèle CASTEAUR
3.2.2 Apports des termes sources (flux d’eau douce et de tritium) au domaine de calcul
Mesures du terme source
3.3.1 Echantillonnage mensuel, les hydrocollecteurs
3.3.2 Echantillonnage quotidien, les automates PASCALE
3.3.3 Comparaison entre les mesures quotidiennes (automate PASCALE) et les mesures mensuelles (hydrocollecteurs) aux Ponts-de-Cé
3.3.4 Comparaison entre les mesures quotidiennes (automate PASCALE) et le modèle CASTEAUR
Comparaisons entre les mesures mensuelles (hydrocollecteur) et le modèle CASTEAUR
3.4.1 Loire (Ponts-de-Cé)
3.4.2 Garonne (Laspeyres)
Apports en tritium par les fleuves hors influence directe des centrales nucléaires
Synthèse
Modélisation et mesure de la dispersion du tritium sur le plateau continental du golfe de Gascogne
Description du modèle MARS3D
4.1.1 Hypothèses et équations
4.1.2 Advection/diffusion des traceurs
4.1.3 Coordonnées Sigma
4.1.4 Résolution numérique
4.1.5 Fermeture des équations : modèle de turbulence
4.1.6 Conditions aux frontières ouvertes
4.1.7 Conditions aux limites
Article (Soumis): Characterisation of river plume dispersion through tritium measurements and modelling in the Bay of Biscay
Comparaison du modèle aux mesures hydrologiques haute résolution
4.3.1 Comparaisons aux données de salinité et température Scanfish™
4.3.2 Comparaisons aux données de température MODIS
Etude de sensibilité à la formulation de la tension du vent et au modèle météorologique
4.4.1 Formulation de la tension du vent selon Charnock, 1955 et Geernaert et al., 1986
4.4.2 Comparaisons des simulations
Dynamique haute fréquence des stocks de tritium modélisés sur le plateau continental du golfe de Gascogne
4.5.1 Stocks de tritium modélisés entre 2007 et 2016
4.5.2 Traceur âge-concentration
Synthèse
Conclusions et perspectives
Bibliographie
Annexes

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