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Genèse des écoulements sur deux petits bassins versants cristallins de l’Ouest du Niger : approche multi-échelles du fonctionnement hydrodynamique

Flow production within two small crystalline basement catchments of Western Niger: multiscale standpoint for the hydrodynamical functionning
Moussa Malam-Abdou, Jean-Pierre Vandervaere, Ibrahim Bouzou-Moussa, Luc Descroix, Ibrahim Mamadou et Oumarou Faran-Maiga
p. 363-375

Résumés

La hausse des écoulements observée au Sahel pendant les années de sécheresse a amené de nombreux chercheurs à s’intéresser aux propriétés hydrodynamiques superficielles des sols et à leur impact sur les volumes ruisselés. Ce travail porte sur les processus responsables de la production du ruissellement dans deux bassins versants expérimentaux situés sur le socle cristallin de l’ouest du Niger. Il vise à caractériser le fonctionnement hydrodynamique à trois échelles spatiales emboitées. À l’échelle ponctuelle (50 cm²), l’étude porte sur l’infiltrabilité des couches supérieures (0-10 cm) du sol pour plusieurs états de surface. Sa valeur asymptotique est ici déterminée grâce aux mesures de conductivité hydraulique à saturation (Ks) effectuées in situ. À l’échelle de la surface élémentaire, les ruissellements produits sont mesurés sur des parcelles expérimentales de 10 m² tandis qu’à l’échelle du bassin versant (5 ha), les écoulements concentrés sont contrôlés par des stations hydrométriques installées à l’exutoire de ces bassins. Les mesures effectuées montrent que les conductivités hydrauliques sont faibles et varient de 10 mm.h-1 (valeur minimale, mesurée sur la croûte d’érosion ERO) à 40 mm.h-1 (valeur maximale mesurée sur la surface cultivée en moyenne sur la saison). Les coefficients de ruissellement sont en ordre inverse, de 0,60 sur ERO à 0,25 sur la surface cultivée. Les coefficients d’écoulement des bassins sont de 0,41 et 0,28, respectivement pour les bassins non cultivé et cultivé (culture pluviale). Les résultats obtenus à ces trois échelles sont cohérents et montrent la forte capacité de production de ruissellement des bassins étudiés qui découle de la faible infiltrabilité des états de surface et de la faible ré-infiltration, dans le réseau hydrographique, des écoulements produits sur les versants. Cette dernière ne représente ainsi que 4 % de la pluie annuelle alors qu'elle peut dépasser 50 % pour des bassins de même taille en zone sédimentaire. En conséquence, une pluie de 2 à 4 mm tombant sur ces bassins suffit pour générer de l’écoulement en raison de la faible épaisseur (moins de 20 cm) du dépôt sableux couvrant les lits des ravines. À l’échelle des surfaces élémentaires et des bassins étudiés, on note la quasi indépendance du fonctionnement hydrodynamique à l’état hydrique initial.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 3 novembre 2014, reçu sous sa forme révisée le 2 décembre 2015 et définitivement accepté le 11 mars 2016.

Texte intégral

1. Introduction

1Depuis le début des années 1970, des travaux (Albergel, 1987 ; Mahé et Paturel, 2009 ; Amogu et al., 2010 ; Descroix et al., 2011) ont mis en évidence une hausse des écoulements des rivières d’Afrique de l’Ouest sahélienne où les pluies annuelles sont inférieures à ~750 mm. Cet accroissement des écoulements s’est paradoxalement produit durant la période des sécheresses : c’est ce qu’on appelle le « paradoxe du Sahel ». Les études menées depuis une trentaine d’années (Albergel et Valentin, 1991 ; Leblanc et al., 2008 ; Bouzou Moussa et al., 2009 ; Descroix et al., 2012) montrent que l’effet conjoint des sécheresses et des activités humaines est à l’origine de ce paradoxe. Celles-ci ont profondément affecté les comportements hydrodynamiques des sols par modification de leurs états de surface qui sont des micro-horizons superficiels déterminant les conditions d’infiltrabilité des sols et donc, de l’écoulement (Casenave et Valentin, 1990).

2Le paradoxe du Sahel se manifeste différemment dans les domaines géologiques de l’ouest du Niger. Cette région est constituée de deux principaux ensembles distincts de part et d’autre du fleuve Niger qui en constitue approximativement la zone de contact (fig. 1). La rive gauche du fleuve est constituée des dépôts sédimentaires tandis que la rive droite est constituée de socle cristallin au sein duquel existent des affleurements granitiques, gneissiques et des formations volcano-sédimentaires.

Fig. 1 – Localisation du site d’étude dans l’Ouest du Niger.
Fig. 1 – Study site localization in West Niger.

Fig. 1 – Localisation du site d’étude dans l’Ouest du Niger.Fig. 1 – Study site localization in West Niger.

1. Bassin sédimentaire ; 2. Socle cristallin ; 3. Site d’étude.
1. Sedimentary basin; 2. Crystalline basement; 3. Study site.

3Au cours des 25 dernières années, des travaux ont largement documenté le contexte hydrologique en milieu sédimentaire et son fonctionnement hydrodynamique est maintenant assez bien connu. Ce contexte est endoréique : les écoulements se concentrent dans des dépressions fermées sans atteindre le fleuve. Sur les versants, les écoulements produits alimentent des mares temporaires après avoir satisfait les possibilités de ré-infiltration sur tout leur trajet jusque dans les lits sableux des ravines (Peugeot et al., 1996, 1997 ; Esteves et Lapetite, 2003). La hausse des écoulements ainsi observée s’est traduite dans ce contexte géologique par l’augmentation du nombre et de la durée des mares (Massuel, 2005). Favreau et al. (2009, 2011) ont montré l’importance des eaux concentrées dans ces mares qui, par l’infiltration profonde, ont entrainé la hausse de la nappe phréatique. Dans le domaine cristallin, en revanche, rares sont les travaux qui portent sur l’étude des processus hydrodynamiques. Mounirou (2012) a apporté néanmoins de précieux enseignements au Burkina Faso. Ce domaine est hydrologiquement exoréique, drainé par les affluents sahéliens du fleuve Niger. Suite à l’augmentation des écoulements observée depuis les années 1970, des études (Amani et Nguetora, 2002 ; Amogu et al., 2010 ; Descroix et al., 2012) ont rapporté que ces affluents connaissent des crues de plus en plus intenses et sont à l’origine de l’individuation nette de la crue secondaire (appelée localement crue rouge) du fleuve Niger à Niamey qui se produit généralement fin aout ou début septembre (fig. 2). Le fonctionnement hydrodynamique de ce domaine est donc très différent de celui du domaine sédimentaire. Le soubassement géologique cristallin a-t-il des influences significatives sur les processus hydrodynamiques superficiels ? Sinon, comment expliquer la production plus importante des écoulements dans ce contexte ?

Fig. 2 – Évolution de l’hydrogramme moyen du fleuve Niger par décade de 1951 à 2010 montrant l’accentuation de la première crue ou « crue rouge », d’après Descroix et al. (2012).
Fig. 2 – Evolution of the mean Niger river hydrogram per decade from 1951 to 2010 showing the accentuation of the first flood or “red flood”, after Descroix et al. (2012).

Fig. 2 – Évolution de l’hydrogramme moyen du fleuve Niger par décade de 1951 à 2010 montrant l’accentuation de la première crue ou « crue rouge », d’après Descroix et al. (2012).Fig. 2 – Evolution of the mean Niger river hydrogram per decade from 1951 to 2010 showing the accentuation of the first flood or “red flood”, after Descroix et al. (2012).

2. Matériels et méthodes

2.1. Site d’étude

4L’étude est effectuée sur le site de Melé Haoussa, situé sur le socle cristallin du Liptako-Gourma à 70 km au nord-ouest de Niamey au Niger (fig. 1). Le paysage de ce site se caractérise par la juxtaposition de diverses unités morpho-pédologiques dont les principales sont des buttes résiduelles et des longs glacis, entrecoupés souvent par des affleurements des dômes (fig. 3) granitiques et/ou gneissiques. Les formations pédologiques dominantes sont sablo-limoneuses, souvent de faible épaisseur (moins d’un mètre) couvrant les altérites du socle cristallin. Les glacis portent une végétation éparse avec une concentration de ligneux le long des chenaux d’écoulement. Le cumul pluviométrique annuel de l’ordre de 400-450 mm, étalé sur quatre mois (de juin à septembre), permet la pratique d’une agriculture pluviale extensive (mil et sorgho principalement) sur les glacis. L’espace agricole pluvial est constitué d’une mosaïque d’aires cultivées et d’aires en jachère dont les proportions sont variables d’une période à l’autre. L’espace en jachère, jonché par des épineux (Acacia nilotica, Acacia raddiana, et Balanites aegyptiaca principalement), sert d’aire de pâturage aux animaux. Par ailleurs, la riziculture et le maraichage se pratiquent de manière intensive au bord du fleuve Niger. Selon le dernier recensement général de la population (INS, 2014) la commune d’attache du village de Melé Haoussa a une densité de l’ordre de 55 habitants au km². Cette valeur élevée (la moyenne nationale est de 14 habitants au km²) s’explique par les fortes potentialités qu’offre le réseau hydrographique du fleuve Niger qui draine la zone. Sur le bassin du Dargol, principal affluent du fleuve dans le secteur étudié, Abdou-Babayé (2012) rapporte que l’infiltration profonde des eaux permet localement (via les eaux de surface ou les lits des koris), mais irrégulièrement, de recharger les aquifères, profonds de 20 à 120 m. Selon ce même auteur, l’infiltration profonde varie suivant les années entre 0 et 13 % du cumul pluviométrique annuel.

Fig. 3 – Unités morpho-pédologiques caractéristiques du site d’étude.
Fig. 3 – Characteristic morpho-pedological units of the study site.

Fig. 3 – Unités morpho-pédologiques caractéristiques du site d’étude.Fig. 3 – Characteristic morpho-pedological units of the study site.

1. Cuirasse ; 2. Couverture sédimentaire ; 3. Dépôt sableux ; 4. Socle et altérites ; 5. Socle granitique.
1. Cuirass; 2. Sedimentary deposit; 3. Sandy deposit; 4. Basement and its altered granitic arenas; 5. Granitic basement.

5Le site expérimental de Melé Haoussa, situé à 1,5 km du village, est composé des deux bassins versants de taille comparable (5-6 ha), dénommés MH1 et MH2. Ces bassins, ayant pour pentes moyennes respectives 3,3 % et 3,5 %, sont choisis pour la diversité et la représentativité de leurs états de surface. Six états de surface caractéristiques y ont été identifiés. Le Tableau 1 décline les états de surface et leurs proportions par bassin. Un état de surface (ES) est composé d’une surface ou d’un ensemble de surfaces élémentaires ayant un comportement hydrologiquement homogène. Chaque surface élémentaire est par ailleurs constituée d’une croûte ou d’un ensemble de croûtes qui sont des couches superficielles du sol de quelques millimètres à quelques centimètres d’épaisseur qui contrôlent les processus hydrodynamiques en zone sahélienne (Casenave et Valentin, 1990).

Tab. 1 – Proportion des surfaces élémentaires dans les bassins MH1 et MH2 déterminée par l’analyse d’images (*sauf pour BIOL, proportion issue du relevé de terrain).
Tab. 1 – Elementary surface features amounts within the MH1 and MH2 catchments as determined by image analysis (*except for BIOL, amount measured in the field).

Tab. 1 – Proportion des surfaces élémentaires dans les bassins MH1 et MH2 déterminée par l’analyse d’images (*sauf pour BIOL, proportion issue du relevé de terrain).Tab. 1 – Elementary surface features amounts within the MH1 and MH2 catchments as determined by image analysis (*except for BIOL, amount measured in the field).

6La proportion et la distribution spatiale des états de surface fournies dans le Tableau 1 ont été déterminées par photo-interprétation post-validée sur le terrain. Les images ayant servi à l’élaboration de ces cartes sont des photographies prises en novembre 2012 à bord d’un avion de type ULM Tetra. Ces images, prises à basse altitude (~1100 m), sont d’une grande résolution (8 m) et permettent de ségréger les différentes surfaces élémentaires des bassins, à l’exception de la surface BIOL dont les aires de recouvrement sont de faible dimension (invisibles sur l’image) et disséminées au sein des zones de jachère. Sa proportion a donc été estimée grâce aux mesures effectuées in situ sur 8 et 6 transects, respectivement pour les bassins MH1 et MH2. Ces transects sont perpendiculaires aux pentes générales des bassins. Sur chaque transect, sont effectués des relevés aux points quadrats (de 1 m²) tous les 50 m. Ces relevés ont permis de déterminer, pour chaque transect puis à l’échelle des bassins, la proportion moyenne de jachère couverte par la surface BIOL.

2.2. Les mesures in situ

7Pour appréhender le fonctionnement des bassins cristallins, nous avons effectué une approche multi-échelles consistant à faire des expérimentations à diverses échelles spatiales emboitées afin de déterminer les caractéristiques d’infiltrabilité des états de surface, la production du ruissellement et son transfert sur les versants et dans le réseau hydrographique.

2.2.1. Échelle ponctuelle (≈ 50 cm²) : mesure de la conductivité hydraulique du sol

8Les mesures sont effectuées sur les différents états de surface et consistent à en déterminer l’infiltrabilité. Lors d’une pluie, l’eau ne ruisselle que si la capacité du sol à infiltrer est dépassée par l’intensité de la pluie, processus dit « hortonien » (Horton, 1933). Cette valeur d'infiltrabilité du sol, c'est-à-dire, le flux maximal que le sol peut laisser s'infiltrer (mouvement vertical descendant), est variable au cours du temps. Durant les premiers instants d’une averse, l’infiltrabilité du sol décroit d’une valeur initiale qui dépend de la teneur en eau du sol. Elle décroit progressivement par la suite, à une vitesse qui dépend de l’intensité de pluie, pour tendre vers un régime constant (Musy et Higy, 2004) caractérisant la saturation partielle ou effective du sol, et qui correspond à la conductivité hydraulique à saturation (ou perméabilité), Ks, de ce sol. Sur les sols sableux, l'infiltrabilité tend en général très vite vers Ks et la mesure de la conductivité permet donc d’approcher correctement sa valeur.

9Le dispositif utilisé pour mesurer la conductivité des différents états de surface identifiés sur ce site est basé sur le principe de la tensio-infiltrométrie (fig. 4). Ce dispositif est constitué d’un infiltromètre à succion contrôlée (Perroux et White, 1988), placé à la surface du sol et sous lequel se trouve un cylindre métallique (ayant pour rôle de forcer l’écoulement en monodimensionnel vertical) et de deux tensiomètres. L’infiltromètre à succion contrôlée est un appareil dont le principe consiste à appliquer un apport d’eau à la surface du sol en lui imposant une succion constante. Il présente l’avantage d’imposer des pressions négatives, contrairement aux anciens dispositifs (comme l’infiltromètre à double anneau ou infiltromètre de Muntz), qui consomment beaucoup d'eau et perturbent la surface du sol (Casenave et Valentin, 1989 ; Boivin, 1990). Le modèle utilisé possède une embase de 8 cm de diamètre, un réservoir de 3 cm de diamètre et un système de Mariotte permettant la mise en dépression de l’eau. Chacun des deux tensiomètres est composé d’une bougie poreuse en céramique (longueur, 20 mm ; diamètre, 2,2 mm) collée à un tube capillaire semi-rigide, lui-même connecté à un capteur de pression. Le tube capillaire est saturé en eau par un mini-réservoir (tube tensiométrique). L’ensemble tube tensiométrique et capteur est maintenu sur un support fixe tandis que les bougies sont placées horizontalement dans le sol (fig. 4). Par rapport à l’infiltrométrie classique en géométrie axisymétrique (Vandervaere, 1995 ; Vandervaere et al., 2000a, 2000b), le fait d’avoir un écoulement monodimensionnel réduit fortement l’incertitude sur la détermination de la conductivité hydraulique, ce qui permet de faire des comparaisons entre sites ou entre méthodes de travail du sol sans craindre de fausses conclusions fondées sur du bruit de mesure. De plus, elle ne demande pas de faire l'hypothèse d'un sol verticalement homogène, ce qui est le cas de toutes les méthodes d'analyse traditionnelles, mais au contraire, prend cette stratification du sol explicitement en compte.

Fig. 4 – Dispositif de mesure de la conductivité hydraulique in situ (tensio-infiltrométrie).
Fig. 4 – In situ hydraulic conductivity measurement device (tensio-infiltrometry).

Fig. 4 – Dispositif de mesure de la conductivité hydraulique in situ (tensio-infiltrométrie).Fig. 4 – In situ hydraulic conductivity measurement device (tensio-infiltrometry).

1. Infiltromètre ; 2. Surface du sol ; 3. Cylindre (diamètre. 8,5 cm) ; 4. Système de réglage de la pression (vase de Marriotte) ; 5. Tubes tensiomètriques ; 6. Capteur ; 7. Support ; 8. Bougies poreuses.
1. Disc infiltrometer; 2. Soil surface; 3. Cylinder (diameter. 8.5 cm); 4. Pressure head regulation system (vase de Mariotte); 5. Tensiometric tubes; 6. Sensor; 7. Stand; 8. Porous cups.

10Le protocole de mesure consiste d’abord à installer les cylindres, de 12 cm de longueur et de 8,5 cm de diamètre intérieur, dans les points de mesure choisis. L’installation doit être effectuée sans choc afin de ne pas trop déstructurer l’état de la surface. Il est utilisé pour cela le poids d’un véhicule via un cric se trouvant sur le cylindre et sous le véhicule. En actionnant ce cric, le cylindre s’enfonce doucement en réaction à la pression exercée par le poids du véhicule. Cependant, l’installation du cylindre n’a pas été possible sur la croûte gravillonnaire et sur la surface d’affleurement du granite altéré à cause de la granulométrie trop élevée pour la première et de la dureté de la seconde. Les mesures de conductivité ne sont donc pas réalisées sur ces deux surfaces. Pour les autres surfaces, les mesures sont réalisées lorsque celles-ci se remettent en l’état initial, soit après deux ou trois pluies.

11Au cours des essais, l’infiltromètre permet de mesurer le flux d’infiltration qui correspond à la hauteur d’eau qui s’infiltre par unité de temps et les tensiomètres, installés à deux profondeurs z1 et z2 (pour tous nos essais, z1 ≈ 3 cm et z2 ≈ 6 cm), permettent de suivre l’évolution du potentiel matriciel (h) de l’eau. Ainsi, en désignant respectivement par h1 et h2 les potentiels matriciels mesurés aux cotes z1 et z2, l’évolution de h1 par rapport à h0 (potentiel imposé en surface, h0 = -1 cm pour tous nos essais) permet de suivre le gradient hydraulique entre la surface du sol et la profondeur z1 tandis que l’évolution entre h1 et h2 donne le gradient entre z1 et z2. Le potentiel h0 est suffisamment proche de zéro pour garantir la saturation de tous les pores du sol ce qui permet d’assimiler la conductivité mesurée à sa valeur à saturation, Ks.

12Le flux d’infiltration étant connu par les lectures régulières du réservoir de l’infiltromètre, l’application directe de la loi de Darcy (Darcy, 1856) en écoulement monodimensionnel vertical donne ainsi la conductivité hydraulique par :

                            

Ks = -qz

∆z

                                   [1]

∆H

13qz est le flux d’infiltration vertical stabilisé ; ∆z est la différence de profondeur d’infiltration et ∆H est la perte de charge hydraulique.

14Pour chaque essai il est ainsi obtenu deux valeurs de conductivité, une valeur de conductivité en surface (K1, pour 0-3 cm) et une autre en sub-surface (K2, pour 3-6 cm) en utilisant les deux gradients calculés. Ceci vise bien entendu à mettre en évidence la variabilité verticale de la structure du sol.

2.2.2. Échelle de la surface élémentaire (≈ 10 m²) : mesure du ruissellement

15Pour mesurer la production du ruissellement, des parcelles expérimentales ont été installées en répétition (trois parcelles par ES) sur les différents ES identifiés (tab. 1). Ces parcelles ont une superficie de 10 m² chacune (5 m dans le sens de la pente x 2 m), sauf les parcelles placées sur la surface biologique (BIOL) pour laquelle les extensions homogènes sont de faibles dimensions, mais bien disséminées dans l’espace des bassins. De ce fait, il est installé des parcelles BIOL de 1 x 1 m².

16Durant chaque événement pluvieux, le volume d’eau ruisselé est recueilli dans des bidons interconnectés pouvant contenir entre 200 et 800 litres placés dans une fosse à l’aval de chaque parcelle. Pour chaque ES, la lame ruisselée s’obtient en rapportant le volume ruisselé par les trois parcelles sur la somme de leurs superficies et le coefficient de ruissellement par averse est calculé par la formule :

                            

Kri = Lri / Pi

                                     [2]

17Lri (mm) est la lame ruisselée sur l'ensemble des trois parcelles de l'ES pour l'événement i, et Pi (mm) est la hauteur de la pluie correspondante.

18Le coefficient de ruissellement global (Kr), pour chaque ES et pour l'ensemble de la période 2011-2013 est donné par :

                            

Kr = ∑i Lr / ∑iP

                                [3]

19Les différences entre les trois parcelles d’un même ES permettent de connaitre les écarts types spatiaux de ces coefficients. Pour calculer ces coefficients (Eq. 2 et Eq. 3), même les pluies n’ayant pas produit de ruissellement sont comptabilisées. La définition du seuil de ruissellement non nul a été faite, pour chaque parcelle, sur la base de la quantité précipitée sur la goulotte cimentée et constituant un artefact de mesure.

20La production du ruissellement étant, théoriquement, dépendante de la teneur en eau initiale du sol, nous avons souhaité évaluer son influence. Pour cela, des mesures d’humidité sont effectuées quotidiennement (entre 7h et 8h) durant les campagnes de terrain grâce un humidimètre capacitif SM200 (Delta-T) qui échantillonne les 5 premiers centimètres de la surface. Est considérée l’humidité du sol préalable à une pluie P, observée à la date T, l’humidité mesurée à cette date avant l’événement pluvieux. Nous effectuons les mesures sur les états de surface BIOL, ERO, ST (jachère) et Cultural (champ) près des parcelles expérimentales. Chaque valeur d’humidité quotidienne d’un état de surface correspond à une moyenne de trois points de mesure.

2.2.3. Échelle du bassin versant (5-6 ha) : mesure de l’écoulement

21L’écoulement produit à l’exutoire des bassins MH1 et MH2 est mesuré grâce aux stations de mesure hydrométrique. Une station de mesure est constituée d’une section (ou seuil) et d’un limnigraphe OTT Thalimedes qui mesure la hauteur d’eau qui transite dans la section par unité de temps. La hauteur d’eau mesurée est ensuite convertie en débit grâce à la courbe de tarage établie séparément pour chaque station. Connaissant la hauteur et le débit à chaque instant, (échantillonnage à 60 secondes) le volume écoulé par averse s’obtient en intégrant les débits instantanés sur la durée de l’écoulement. Le coefficient d’écoulement événementiel se calcule ainsi en rapportant le volume écoulé pendant l'événement sur la superficie du bassin puis sur la hauteur de la pluie observée. Cette dernière est mesurée grâce à un réseau de huit pluviomètres et trois pluviographes installé sur les bassins (fig. 5).

22Le coefficient d’écoulement global (Ke) est déterminé sur les données mesurées en 2011 et en 2012 par :

                            

Ke =  ∑i Le / ∑i P

                              [4]

Fig. 5 – Bassins et instrumentation du site d’étude de Mele Haoussa.
Fig. 5 – Catchments and instrumentation of the Mele Haoussa study site.

Fig. 5 – Bassins et instrumentation du site d’étude de Mele Haoussa.Fig. 5 – Catchments and instrumentation of the Mele Haoussa study site.

1. Pluviomètre ; 2. Pluviographe ; 3. Station hydrométrique ; 4. Parcelle de ruissellement (B. BIOL ; E.  ERO ; ST. ST_jachère ; Cult. cultivé_champ ; Gr. Granite ; CG. Gravillonnaire).
1. Rain gauge; 2. Automatic rain gauge; 3. Stream gauge; 4. Runoff plot (B. Biological surface; E. Erosion surface; ST. Fallow; Cult. Cultivated field; Gr. Altered granitic surface; CG. Gravel surface).

23En 2013, de fortes perturbations ont été apportées au sein de nos bassins expérimentaux en raison de l'intervention d'une société privée d'exploitation du granite. Les données 2013 ne sont donc pas prises en compte dans le calcul des coefficients d’écoulement à l'échelle des bassins.

24Le coefficient d’écoulement est mesuré pour déterminer la capacité des bassins versants cristallins à écouler. Il correspond à une synthèse de la réponse hydrologique du bassin vis-à-vis des sollicitations pluviométriques. Il intègre à la fois les processus de production et de transfert effectué sur les versants ainsi que le processus d’infiltration qui s’effectue dans les versants et dans le réseau hydrographique. Dans les versants, l’eau ayant été refusée en un point du bassin peut éventuellement s’infiltrer en un autre point situé plus en aval à la faveur de propriétés plus perméables du sol ; ce processus est généralement appelé ré-infiltration même s’il ne s’agit pas réellement d’infiltration se produisant deux fois. Ce phénomène peut également se produire en bas des versants, dans le réseau de drainage du bassin. En effet, lorsque le flux d’écoulement produit sur le versant atteint le réseau hydrographique, il contribue d’abord à saturer les dépôts sableux des ravines par ré-infiltration. L’importance de cette ré-infiltration est fonction du volume de sable qui remplit les ravines. Pour estimer ce volume et déterminer son effet dans la diminution des écoulements produits sur le versant, nous avons effectué des sondages dans les ravines principales des bassins. Ces sondages, qui consistent à mesurer à l'aide d'une tige métallique l’épaisseur du sable couvrant le socle altéré, sont effectués dans les sections des ravines tous les dix mètres en suivant le sens longitudinal de la ravine principale (fig. 6). À chaque section, l’épaisseur hs de la colonne de sable est mesurée en trois points dans le sens de la largeur de ravine (à ~ 5 cm des berges droite et gauche puis au centre). Les mesures sont effectuées sur toute la longueur de la ravine selon un espacement L = 10 m entre les sections de mesure. À chaque section, on mesure la largeur 𝓁 de la ravine et l’épaisseur moyenne hs calculée par :

                            

hs = 

hs1+2hs2+hs3

                          [5]

        4

25avec hs1, hs2 et hs3 les épaisseurs correspondant aux trois points mesurés sur la section.

26Les volumes de sable sont ensuite calculés par séquence de mesures et l’intégrale des volumes séquentiels sur la longueur de la ravine donne le volume total de sable dans la ravine. Les volumes d’eau nécessaires à la saturation des dépôts sableux des ravines (donc soustraits aux écoulements) sont ensuite calculés connaissant la porosité du sable.

27

Fig. 6 – Protocole de sondage de dépôts sableux des ravines.
Fig. 6 – Protocol for stream sandy deposits sounding.

Fig. 6 – Protocole de sondage de dépôts sableux des ravines.Fig. 6 – Protocol for stream sandy deposits sounding.

L. Longueur d’espacement des mesures ; 𝓁. Largeur de la ravine ; hs. Hauteur du sable couvrant le socle.
L. Spacing between measurements; 𝓁. Stream width; hs. Sand depth covering the bedrock.

3. Résultats et discussion

3.1. Conductivité hydraulique

28L’épaisseur échantillonnée pour déterminer l’infiltrabilité du sol est séparée en deux tranches que le dispositif permet de distinguer : 0-3 et 3-6 cm de profondeur. Sur cette épaisseur, le sol de la zone d’étude est, en effet, rarement homogène comme de nombreuses études l’ont déjà souligné. Cette stratification verticale, qu’elle soit liée à l’encroûtement ou pas, est ainsi prise en compte dans la caractérisation du comportement hydrodynamique en déterminant la conductivité hydraulique en surface (0-3 cm) et en sub-surface (3-6 cm). La Figure 7 représente les valeurs moyennes des conductivités mesurées par ES. On remarque que :

29• en surface, les états BIOL et ERO ont des conductivités sensiblement égales et relativement peu élevées avec aussi une faible dispersion des valeurs, en particulier sur BIOL. Sur la surface cultivée, la conductivité est grande mais présente un écart type particulièrement élevé, ce qui dénote une forte variabilité spatiale et surtout temporelle due à l’évolution saisonnière de la conductivité en fonction du travail du sol et de la pluie (Malam Abdou et al., 2015 ; Peugeot et al., 1997).

30• en sub-surface, les conductivités sont plus élevées. Lorsqu’on les compare à celles mesurées en surface, on remarque que les grandeurs varient au moins d’un facteur trois quel que soit l’état de surface considéré. En revanche, les valeurs sont très dispersées comme en témoignent les écarts types élevés. Ces écarts types s’expliquent par la variabilité spatiale naturelle des propriétés du sol mais aussi par l’imprécision de la mesure due à la décroissance du gradient de charge hydraulique ∆H qui tend parfois vers zéro en sub-surface. Ces faibles valeurs de ∆H peuvent être à l’origine de valeurs anormalement élevées de la conductivité (Eq. 1), même pour un flux d’infiltration constant et bien connu.

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Fig. 7 – Conductivité hydraulique moyenne mesurée en surface (0‑3 cm) et en sub-surface (3‑6 cm) par état de surface.
Fig. 7 – Mean hydraulic conductivity values measured at the surface (0‑3 cm) and at the sub-surface (3‑6 cm) for each surface feature.

Fig. 7 – Conductivité hydraulique moyenne mesurée en surface (0‑3 cm) et en sub-surface (3‑6 cm) par état de surface.Fig. 7 – Mean hydraulic conductivity values measured at the surface (0‑3 cm) and at the sub-surface (3‑6 cm) for each surface feature.

Le nombre de répétitions est donné au-dessus des colonnes. La barre d’erreur représente l’écart type.
The number of replications is given above the columns. Error bars correspond to one standard deviation.

32La Figure 7 fait donc ressortir une variabilité verticale des propriétés hydrodynamiques due à l’existence en surface de couches compactées (ou croûtes) par l'action des pluies intenses et qui altèrent les propriétés des sols en réduisant significativement leur capacité d’infiltration. Le rôle des croûtes dans la production du ruissellement a été largement documenté dans la littérature. Valentin et Bresson (1992), Le Bissonnais et Bruand (1993), Janeau et al. (2003) ont décrit les processus de formation des croûtes, leurs évolutions sous l’influence des facteurs climatiques et anthropiques et leurs conséquences sur l’infiltration. Les croûtes, ou micro-horizons sont verticalement stratifiées (Vandervaere et al., 1997, 1998 ; Valentin et al., 2004) sur des épaisseurs de l’ordre du mm au cm et contrôlent donc l’hydrodynamique superficielle des sols. L’encroûtement est engendré par les sécheresses successives que subissait l’Ouest du Niger, et le Sahel en général (Albergel, 1987 ; Albergel et Valentin, 1991) mais aussi par les pratiques agricoles peu conservatrices des sols (Ambouta et al., 1996 ; Leblanc et al., 2008 ; Bouzou Moussa et al., 2009, Abdourahamane Touré et al., 2011 ; Malam Abdou et al., 2015). Les faibles conductivités des couches superficielles entrainent donc une saturation rapide de ces couches et justifient la forte aptitude au ruissellement des sols.

3.2. Ruissellement mesuré sur les surfaces élémentaires

33Pour évaluer l’influence de la teneur en eau initiale du sol (θi) sur le ruissellement, nous avons discriminé les lames ruisselées mesurées sur les parcelles en fonction d’un critère d’humidité. Deux classes de teneur en eau initiale (0-10 % ; 11-20 %) sont ainsi retenues pour chaque état de surface. En discrétisant les lames ruisselées en fonction de ces classes (fig. 8), nous remarquons qu'elles se distribuent indistinctement. A volume de pluie égale, la lame ruisselée produite sur un état initialement sec est du même ordre de grandeur que celle produite sur la même surface initialement humide.

Fig. 8 – Effet de la teneur en eau initiale (θi) sur la lame ruisselée en fonction de la pluie par état de surface.
Fig. 8 – Effect of the soil initial water content (θi) onto the runoff depth‑rain depth relationship for each surface feature.

Fig. 8 – Effet de la teneur en eau initiale (θi) sur la lame ruisselée en fonction de la pluie par état de surface.Fig. 8 – Effect of the soil initial water content (θi) onto the runoff depth‑rain depth relationship for each surface feature.

Chaque point correspond à un événement. La pluie est donnée par le pluviomètre le plus proche pour chaque parcelle. Les deux points encerclés dans le carton 8D correspondent au ruissellement généré par les pluies qui suivent immédiatement un sarclage. A. Surface biologique ; B. Surface d’érosion ; C. Surface ST jachère ; D. Champ cultivé.
Each point corresponds to one rain event. Rain values are obtained from the closest rain gauge for each corresponding plot. The two encircled points on sub-figure 8D correspond to runoff produced by rain immediately following hoeing operation. A. Biological surface; B. Erosion surface; C. Fallow; D. cultivated field.

34La Figure 8 ne permet pas de dégager une influence de l’humidité initiale du sol sur le ruissellement. La linéarité de la relation empirique pluie-lame ruisselée par événement renforce par ailleurs cette assertion. Cette faible influence témoigne du caractère rapidement gravitaire des processus d'infiltration dans les sols sableux étudiés et, donc, du faible rôle de la capillarité comme moteur des écoulements verticaux. Ainsi, quelle que soit l'humidité initiale, le gradient hydraulique tend rapidement vers la valeur -1 et le flux d'infiltration tend ainsi rapidement vers K. De plus, la forte intensité qui caractérise les pluies au début des averses (Panthou, 2013) déclenche donc très vite le ruissellement en surface. En outre, la faible influence de l’humidité initiale peut s’expliquer par la faible fréquence des pluies successives à l’échelle temporelle journalière ou bi-journalière. En effet, sur 67 événements pluvieux observés entre 2011 et 2013, la fréquence d’observation d’une pluie faisant suite à une pluie précédente à 24h d’intervalle et ayant toutes deux une hauteur supérieure ou égale à 5 mm est d’environ 10 %. Cette fréquence tombe à 3 % pour des pluies de l’ordre de 10 mm. En considérant une évaporation réelle de l’ordre de 5 mm/jour dans la zone d’étude (Velluet et al., 2014), la faible fréquence des pluies successives diminue l'occurrence d'événements se produisant sur sol très humide.

35Ainsi, sur la base des lames ruisselées mesurées par état de surface et par événement, nous avons déterminé le coefficient de ruissellement global sur la période 2011-2013 (Eq. 3). Ces coefficients par ES sont donnés dans la Figure 9. Les valeurs du ruissellement représentées sur la Figure 9 permettent de constater que les surfaces ERO, Granite et CG sont les plus productives. Sur ces états, près de 60 % de la pluie annuelle ruisselle. Ceci traduit leur faible capacité d’infiltration déjà identifiée à l'échelle ponctuelle (fig. 7).

36

Fig. 9 – Coefficient de ruissellement global (Eq. 3) par état de surface.
Fig. 9 – Global runoff coefficient (Eq. 3) for each surface feature.

Fig. 9 – Coefficient de ruissellement global (Eq. 3) par état de surface.Fig. 9 – Global runoff coefficient (Eq. 3) for each surface feature.

Ces coefficients sont obtenus en rapportant la somme des lames ruisselées moyennes par état de surface sur le cumul des 67 événements pluvieux enregistrés de 2011 à 2013. La barre d’erreur représente l’écart type entre les trois parcelles d’un même état de surface.
Values are obtained by dividing the sum of averaged runoff depths for each surface feature by the total rain depth of the 67 rain events recorded between 2011 and 2013. Error bars correspond to one standard deviation between the three runoff plots of a given surface feature.

37La surface cultivée présente le coefficient de ruissellement le plus faible avec toutefois un écart type relativement élevé qui s’explique par la variation temporelle du ruissellement qu’induisent les opérations de sarclage. Les surfaces cultivées sont en effet sarclées deux fois en moyenne au cours d’une saison culturale. En 2012, les sarclages ont été réalisés le 17 juillet et le 20 août et en 2013, le 21 juillet et le 26 août sur notre site d’étude. L'opération aboutit à remanier la surface du sol sur une faible épaisseur (0-10 cm environ). Les événements pluvieux qui surviennent après ce travail ont ainsi un faible potentiel de ruissellement. Cependant, l’effet du sarclage sur l’infiltration est temporellement limité car dès que la surface remaniée reçoit un cumul de pluie de l’ordre de 70 mm, elle se compacte et regagne de l’aptitude au ruissellement (Malam Abdou, 2014). Cette variation temporelle du ruissellement explique donc l’écart type élevé dans le cas du champ cultivé.

38Dans le cas de la surface BIOL, l’écart type est élevé à cause, probablement, de la variation du ruissellement liée à son hydrophobie irrégulière dans l'espace et/ou à l’influence du type de croûte qu’elle surmonte (Malam Issa et al., 2011). De plus, la taille réduite des parcelles BIOL (1 m²) augmente la dispersion des résultats par effet d’échantillonnage.

39Finalement, en comparant les conductivités mesurées à l’échelle ponctuelle (fig. 7) et les ruissellements (fig. 9) pour chaque ES, on constate que l’ordre des coefficients de ruissellement est cohérent avec celui des conductivités : quand la conductivité est faible, le ruissellement est élevé et réciproquement.

3.3. Écoulement à l’échelle des bassins versants expérimentaux

40L’effet de l’humidité initiale du sol sur les écoulements à l’échelle des bassins est évalué, comme à l’échelle des parcelles, en ségréguant les lames écoulées en fonction de la teneur en eau mesurée (fig. 10). La teneur en eau initiale moyenne d’un bassin (MH1 ou MH2) est obtenue en pondérant l’humidité initiale mesurée sur les surfaces élémentaires au prorata de leurs superficies dans le bassin. Pour les surfaces granitiques et gravillonnaires sur lesquelles des mesures d’humidité ne sont pas effectuées, leur proportion est ajoutée à celle de la surface ERO compte tenu de leurs comportements ruisselants très similaires.

41Sur 67 événements pluviométriques, les mesures n’ont pas permis d'observer des pluies fortes en conditions initialement humides. La fréquence d’observation des pluies successives à 24h d’intervalle étant faible (voir paragraphe précédent), tous les événements pluviométriques forts se sont produits sur bassin initialement sec. Néanmoins, l'homogénéité des données présentées sur la Figure 10 montre qu'à cette échelle, les écoulements ne sont pas dépendants des conditions initiales, au même titre que ce qui a été observé à l’échelle de la surface élémentaire précédemment analysée, ou à l'échelle ponctuelle (Malam Abdou, 2014). Sur les deux bassins, les pluies survenant sur un sol initialement relativement humide ne produisent pas plus d’écoulement que les pluies de même importance qui se produisent sur un sol sec.

Fig. 10 – Écoulement à l'échelle du bassin en fonction de la pluie. Effet de la teneur en eau initiale (θi).
Fig. 10 – Catchment-scale runoff as a function of the rain. Effect of the initial water content (θi).

Fig. 10 – Écoulement à l'échelle du bassin en fonction de la pluie. Effet de la teneur en eau initiale (θi).Fig. 10 – Catchment-scale runoff as a function of the rain. Effect of the initial water content (θi).

A. bassin versant MH1 (bassin non cultivé) ; B. bassin versant MH2 (bassin cultivé).
A. MH1 catchment (not cultivated catchment); B. MH2 catchment (cultivated catchment.

42La Figure 11 représente les coefficients d’écoulements moyens annuels (Eq. 4) en 2011 et 2012. Pour chaque bassin, les coefficients d’écoulement annuels sont quasiment identiques d'une année sur l'autre, indiquant la fiabilité de cet indicateur.

43Les coefficients d’écoulement mesurés sur le bassin MH2 sont plus élevés que ceux du bassin MH1. Cela peut s’expliquer par la différence des surfaces élémentaires couvrant les bassins. Le bassin MH2 est essentiellement couvert par des surfaces élémentaires très ruisselantes que sont ERO, Granite et CG. Ces surfaces, dont la somme de recouvrement à l’échelle du bassin est de 67 % (tab. 1) ont un coefficient du ruissellement de près de 60 % (fig. 9). La forte aptitude au ruissellement de ces surfaces, couplée à leur proportion sur le bassin justifie donc l’importance de l’écoulement. Sur le bassin MH1, en revanche, leur proportion cumulée couvre seulement 29 % de la superficie. Ce bassin est dominé par des surfaces en jachères associées à une petite portion des surfaces cultivées (mais dont la capacité de stockage en eau est élevée juste après le sarclage). La proportion cumulée de recouvrement de ces deux types de surface est de l’ordre de 70 % sur ce bassin. Leur capacité d’infiltration relativement élevée implique logiquement une faible production de ruissellement et d'écoulement.

Fig. 11 – Coefficient d’écoulement mesuré sur les bassins versants de Mele Haoussa pour les deux années prises en compte.
Fig. 11 – Catchment scale runoff coefficient measured for the Mele Haoussa catchments for the two years.

Fig. 11 – Coefficient d’écoulement mesuré sur les bassins versants de Mele Haoussa pour les deux années prises en compte.Fig. 11 – Catchment scale runoff coefficient measured for the Mele Haoussa catchments for the two years.

Les valeurs sont données au-dessus des colonnes. Le bassin MH1 est cultivé, le bassin MH2 est non cultivé.
Values are given above the columns. The MH1 catchment is cultivated, MH2 is not.

44Les coefficients d’écoulement mesurés sur ces bassins sont plus élevés que ceux obtenus sur des bassins expérimentaux (de taille et de conditions climatiques similaires) du domaine sédimentaire endoréique de l’ouest du Niger où les coefficients sont de l’ordre de 0,20 (Descroix et al., 2011 ; Le Breton, 2012). En revanche, ils encadrent la valeur de 0,32 obtenue sur un bassin cristallin de taille comparable du Nord Burkina Faso (Karambiri et al., 2003).

3.4. Fonctionnement multi-échelles des bassins

45L’interprétation des résultats obtenus à diverses échelles permet de décrire le fonctionnement des bassins cristallins exoréiques. Les mesures effectuées à l’échelle ponctuelle montrent que l’infiltration varie horizontalement (conductivité hydraulique variable d’un état de surface à un autre) mais aussi et surtout verticalement du fait des encroûtements qui couvrent la surface du sol sur de faibles épaisseurs. Les valeurs de conductivité mesurées sont globalement trois à cinq fois plus faibles sur les trois premiers centimètres du sol qu’en sub-surface. L’existence de ces encroûtements superficiels entraine un ruissellement de type hortonien caractérisé par une saturation du sol par le haut. En effet, les couches de surface, dont l'infiltrabilité atteint très rapidement la valeur plancher qu'est la conductivité hydraulique, se saturent rapidement. Dès que l’intensité de la pluie dépasse l’ordre de 10 mm/h, le ruissellement nait sur les croûtes ERO et BIOL et son volume augmente au fur et à mesure que l’intensité de la pluie augmente. Lorsque l’intensité de la pluie atteint ou dépasse les 20 mm/h, toutes les surfaces produisent du ruissellement à l’exception, éventuellement, des surfaces récemment sarclées. Ces dernières ruissellent aussi, comme les surfaces de jachère, dès qu’elles ont subi un cumul de pluie de l’ordre de 70 mm après le sarclage (Malam Abdou et al., 2015). Et, en admettant avec Le Breton (2012) que 75 % du cumul total de la pluie annuelle tombe avec une intensité supérieure à 30 mm/h, on déduit alors que, pour la majorité des événements pluvieux, c’est la totalité des états de surface qui ruisselle de façon significative. Cette information est importante car elle indique que les processus de ré-infiltration d'une surface à l'autre au sein même des versants seront peu fréquents, probablement limités aux seules surfaces récemment sarclées car leurs conductivités sont souvent supérieures à la valeur d’intensité de pluie sus-évoquée. En dehors de ce cas, même les surfaces assez perméables ruissellent déjà et ne peuvent laisser s’infiltrer l’eau ruisselante venant d’un autre point.

46En conséquence, le ruissellement est élevé sur les surfaces élémentaires comme l’illustre la Figure 9 sur laquelle on voit que le plus faible coefficient mesuré est de l’ordre de 25 % de la pluie annuelle. En outre, trois des six états de surface ont un coefficient du ruissellement de l’ordre de 60 %. Au regard de la proportion qu’occupent ces états ruisselants à l’échelle des bassins versants, les coefficients d’écoulement déterminés à l’exutoire de ces bassins sont alors importants comme le montre la Figure 11. Ces forts coefficients se justifient, par ailleurs, par la faible sensibilité du ruissellement à la teneur en eau initiale du sol (fig. 10) mais aussi et surtout par la faible ré-infiltration, dans le réseau hydrographique, des écoulements produits sur les versants. Cette faible ré-infiltration s’explique par l’épaisseur infra-métrique des dépôts sableux couvrant les lits des ravines principales des bassins (tab. 2).

Tab. 2 – Dimensions des dépôts sableux des ravines principales des bassins MH1 et MH2 déterminées par sondages manuels.
Tab. 2 – Main stream sandy deposits dimensions for the MH1 and MH2 catchments as determined by manual soundings.

Tab. 2 – Dimensions des dépôts sableux des ravines principales des bassins MH1 et MH2 déterminées par sondages manuels.Tab. 2 – Main stream sandy deposits dimensions for the MH1 and MH2 catchments as determined by manual soundings.

47Ainsi, sur près de 180 points sondés, les épaisseurs moyennes du sable couvrant le lit des ravines principales des bassins MH1 et MH2 sont, respectivement, de 13 et 19 cm. Cette épaisseur est faible comparée à celle mesurée sur les bassins versants du domaine sédimentaire (bassins de Tondi Kiboro) où des travaux antérieurs notifient une colonne de sable de 20 à 200 cm avec localement des dépôts bien plus profonds allant jusqu’à 10 m (Peugeot et al., 1996 ; Esteves et Lapetite, 2003 ; Massuel, 2005 ; Massuel et al., 2006 ; Descroix et al., 2012 ; Le Breton, 2012). Sur la base de ces sondages, les volumes respectifs de sable contenus dans les ravines principales des bassins MH1 et MH2 sont estimés à 143 et 171 m3. D'après la porosité mesurée de 0,4 m3/m3 sur les sols sableux de ces ravines, les volumes d’eau devant permettre de les saturer sont de l’ordre de 57 m3 et 68 m3 respectivement pour les bassins MH1 et MH2. Ainsi, une pluie de l’ordre de 2 à 4 mm seulement suffit pour saturer les dépôts sableux respectifs des ravines principales de ces bassins. À l’échelle de la saison, le volume d’eau ainsi absorbé par ré-infiltration dans ces ravines ne représente que 4 % du volume d’eau précipitée sur les bassins. En comparaison des volumes de ré-infiltration mesurés dans les ravines des bassins expérimentaux situés sur le bassin sédimentaire de l’Ouest nigérien, 25 % de la pluie (Peugeot et al., 1996) sur le bassin de Tondi Kiboro (11 ha) et 55 % (Le Breton, 2012) sur le bassin de Wankama (32 ha), ce volume de ré-infiltration dans les ravines des bassins cristallins reste donc très faible. Cette saturation rapide des lits des ravines entraîne une moindre déperdition des écoulements produits sur les bassins cristallins et participe aux causes de leur exoréisme. Toutefois, nos bassins d'étude restent de petite taille (5-6 ha). Comment la ré-infiltration évolue-t-elle quand la surface du bassin augmente ? Sur la Figure 12, des données d'écoulement ont été compilées à partir des travaux de Mamadou (2012) sur le bassin de Boubon (20 km à l'ouest de Niamey) et à partir de données fournies par l'Autorité du Bassin du Niger (ABN, projet Niger-Hycos) sur les bassins du Dargol, de la Sirba et du Gorouol (rive droite du fleuve). Il apparaît clairement que la part de ré-infiltration croit avec la superficie du bassin comme le montre la Figure 12 mais sans que l'écoulement ne s'annule, même pour les plus grands des bassins (Sirba, 38 000 km² ; Gorouol, 45 000 km²).

48Sur la Figure 12, les écarts types traduisent la variabilité spatiale du coefficient du fait de la différence de réponse des six états de surface étudiés et définis dans le Tableau 1. Elles montrent combien il est nécessaire d'identifier dans le détail, les états de surface caractéristiques et de leur affecter des superficies. À l’échelle des bassins expérimentaux (5 ha), on peut noter que la moyenne des coefficients de ruissellement des différents états de surface pondérée par leur superficie dans le bassin, 0,38 pour MH1, 0,49 pour MH2, est supérieure au coefficient de ruissellement du bassin, 0,29 pour MH1, 0,42 pour MH2. Cette différence s’explique (i) par l’eau infiltrée dans les ravines et qui ne rejoint pas l’exutoire, (ii) par la détention d’eau dans les dépressions à la surface du bassin et (iii) par la ré-infiltration au sein des versants. L’ensemble de ces termes représente moins de 10 % de la pluie.

49

Fig. 12 – Coefficient d’écoulement dans la zone cristalline du Niger en fonction de la superficie (d'après Malam Abdou, 2014).
Fig. 12 – Runoff coefficient within the Niger granitic zone as a function of the catchment area (after Malam Abdou, 2014).

Fig. 12 – Coefficient d’écoulement dans la zone cristalline du Niger en fonction de la superficie (d'après Malam Abdou, 2014).Fig. 12 – Runoff coefficient within the Niger granitic zone as a function of the catchment area (after Malam Abdou, 2014).

Les signes (-) représentent l’écart type des coefficients de ruissellement des différents états de surface sur les parcelles et les min‑max sur les bassins de Mele Haoussa (seulement deux valeurs disponibles).
(-) signs correspond to one standard deviation over the different surface features at the plot scale and they correspond to the min-max values for the Mele Haoussa catchments (only two available values).

50Sur les grands bassins, la ré-infiltration devient importante en raison de la multiplicité des zones d’infiltration et de ré-infiltration dans les interfluves et de l’extension du réseau hydrographique en longueur et en largeur, d’où le plus faible coefficient d’écoulement à cette échelle. Ce coefficient ne pourra donc être bien expliqué qu'avec une bonne connaissance et une compréhension du comportement du réseau hydrographique vis-à-vis de la ré-infiltration. Des études à ces échelles sont maintenant envisagées afin de répondre à ces questions, essentielles pour les ressources en eau de ces régions.

4. Conclusion

51L’analyse du fonctionnement hydrodynamique multi-échelles des bassins cristallins effectuée dans cette étude apporte une vision emboitée et intégrée des processus de redistribution de l’eau de pluie en surface et dans les premiers centimètres du sol. À l’échelle ponctuelle, les conductivités hydrauliques mesurées sont plus faibles sur les trois premiers centimètres qu’au-dessous, ce qui entraine une saturation rapide en surface, bien connue dans le contexte sahélien, et une production du ruissellement de type hortonien qui peut se déclencher, selon les états de surface, dès que l’intensité de la pluie dépasse 10 à 20 mm/h. Les épaisseurs de sol ne constituent pas un paramètre très important dans ce contexte, l’infiltration étant pilotée par les tout premiers centimètres. Les ruissellements et écoulements mesurés respectivement à l’échelle des surfaces élémentaires et des bassins versants expérimentaux sont élevés et peu ou pas sensibles à la teneur en eau initiale. La part des écoulements produits sur les versants qui s’infiltre dans la ravine principale des bassins ne représente que 4 % de la pluie annuelle. Ainsi, le substratum géologique influence fortement le comportement hydrologique global des bassins, à la fois via l’aptitude des couches superficielles des sols au ruissellement et par les pertes réduites dans les ravines moins profondes. Tous les éléments susmentionnés : faible conductivité à l’échelle ponctuelle, faible ré-infiltrabilité dans les ravines, fort coefficient de ruissellement sur les surfaces élémentaires, fort coefficient d’écoulement à l’échelle des bassins, sont les multiples causes de l’exoréisme en domaine cristallin. En conséquence, les principaux affluents du fleuve Niger et leur influence sur le régime du fleuve à Niamey (formation de la crue rouge) doivent, au moins en partie, leur existence au socle cristallin (Liptako) de l’Ouest nigérien. Ces mêmes facteurs constituent par ailleurs les causes intrinsèques, et très souvent ignorées dans le monde opérationnel, des inondations des agglomérations riveraines du fleuve au cours de la crue rouge du fleuve Niger, localement produite par ses affluents situés sur le socle cristallin. L’intégration des informations multi-échelles disponibles (fig. 12) constitue ainsi une approche cohérente aux échelles d’une problématique environnementale dans la zone sahélienne fortement vulnérable.

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Annexe

Abridged English version

During the last decades, an increase in runoff was observed in the Sahelian area (Albergel, 1987; Amogu et al., 2010) despite persistent droughts which have regularly occurred over the last four decades. This increase, however, has markedly different expressions within the two main geological domains of Western Niger situated on both sides of the Niger River which roughly forms their contact zone (fig. 1). Sedimentary deposits are mostly found on the left bank side while the right bank side lies on granitic basement. In the mostly endorheic sedimentary area, runoff volumes increase resulted in an increase of the number and the mean duration of the pools (Massuel, 2005) and a rise in water table level (Favreau et al., 2011). In the exorheic granitic basement context, studies have shown an increase in the floods frequency (Amani and Nguetora, 2002; Amogu et al., 2010; Descroix et al., 2012).

In order to characterize the processes responsible for the flow production in the granitic context, an experimental site was implemented (fig. 1) with two small (5-6 ha) catchments (fig. 5). These catchments are a mosaic of elementary surfaces, each having a homogeneous hydrological behaviour, with types and proportions given in Table 1. Most of these elementary surfaces are overlayed by thin crusts which are micro-horizons controlling the soil infiltrability (Casenave and Valentin, 1990). The experimental approach rests upon measurements carried out at the three scales: the point scale, the elementary surface scale and the catchment scale. This allows to characterize the hydrodynamic functioning at each of the three scales as well as the transfers within the hydrographic network.

At the point scale (50 cm²) the infiltration is measured using the tensio-infiltrometer system using a disc infiltrometer and two tensiometers (fig. 4) with a one-dimensional flow geometry. The hydraulic conductivity (Ks) at two depths (0-3 and 3-6 cm) is given by the asymptotic value of the infiltration flux divided by the corresponding hydraulic head gradient. This technique offers considerable gain of accuracy compared with traditional axisymmetric infiltration tests. Moreover, it does not assume vertically homogeneous soils but explicitly accounts for soil layering. At the elementary surface scale, runoff volumes are measured within experimental plots (5 x 2 m²) replicated three times. At catchment scale (5-6 ha), discharge is measured through a Venturi stream gauge at the outlet.

Results show low hydraulic conductivity of soils (fig. 7), values ranging from 10 mm.h-1 (minimum value measured on erosion crusts ERO) to 20 mm.h-1 (fallow) and 40 mm.h-1 (maximal value measured on the cultivated surface). However, within the cultivated fields, the hydraulic conductivity was found highly variable in time, from 150 mm.h-1 after tillage down to 10 mm.h-1 after rain events cumulating more than 150 mm. At the subsurface, hydraulic conductivity values were significantly higher at all sites. This implies a quick saturation of the soil surface, except on the freshly tilled cultivated surface, resulting in a hortonian runoff process. Indeed, runoff coefficients (fig. 9) varied from 0.60 (maximal value, ERO) down to 0.25 (minimal value, time-averaged value for the cultivated surface).

At catchment scale, annual runoff coefficients calculated as the total annual discharge divided by the total annual rain ranged from 0.28 for the cultivated catchment MH1, to 0.41 for the not cultivated catchment MH2 (fig. 11). This was explained by different proportions of elementary surfaces for the two catchments, MH2 being mostly covered with highly producing Granite and Gravel surfaces (tab. 1). The two catchment annual runoff coefficient values were very similar for the two measurement years, 2011 and 2012.

Results obtained at the three scales are consistent in showing that granitic basement areas have a high hillslope flow yield capacity. Yet, the exorheic behaviour of this area mainly comes from very low re-infiltration of hillslope runoff volumes within the hydrographic network. Indeed, and due to the thin sandy deposits (less than 20 cm in spatial average) in the stream network, this component was evaluated in our study to be only 4 to 5% of the annual rain when it can be more than 50% for similar size sedimentary catchments (Massuel et al., 2006; Le Breton, 2012). Consequently, a 2-4 mm rain event in the granitic area is sufficient to generate outflow reaching the main streams and the river (tab. 2).

A remarkable and somehow unexpected result was the quasi independence of the rain-runoff relationship to the initial soil moisture and this, both at the plot and the catchment scale (fig. 8-10). Thus, an initially dry catchment does not imply a lower discharge for a given rain volume. This also means that event-based models are acceptable for this area, without the need to account for between-events evaporation quantification.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation du site d’étude dans l’Ouest du Niger.Fig. 1 – Study site localization in West Niger.
Légende 1. Bassin sédimentaire ; 2. Socle cristallin ; 3. Site d’étude.1. Sedimentary basin; 2. Crystalline basement; 3. Study site.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 288k
Titre Fig. 2 – Évolution de l’hydrogramme moyen du fleuve Niger par décade de 1951 à 2010 montrant l’accentuation de la première crue ou « crue rouge », d’après Descroix et al. (2012).Fig. 2 – Evolution of the mean Niger river hydrogram per decade from 1951 to 2010 showing the accentuation of the first flood or “red flood”, after Descroix et al. (2012).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-2.jpg
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Titre Fig. 3 – Unités morpho-pédologiques caractéristiques du site d’étude.Fig. 3 – Characteristic morpho-pedological units of the study site.
Légende 1. Cuirasse ; 2. Couverture sédimentaire ; 3. Dépôt sableux ; 4. Socle et altérites ; 5. Socle granitique.1. Cuirass; 2. Sedimentary deposit; 3. Sandy deposit; 4. Basement and its altered granitic arenas; 5. Granitic basement.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-3.jpg
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Titre Tab. 1 – Proportion des surfaces élémentaires dans les bassins MH1 et MH2 déterminée par l’analyse d’images (*sauf pour BIOL, proportion issue du relevé de terrain).Tab. 1 – Elementary surface features amounts within the MH1 and MH2 catchments as determined by image analysis (*except for BIOL, amount measured in the field).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-4.jpg
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Titre Fig. 4 – Dispositif de mesure de la conductivité hydraulique in situ (tensio-infiltrométrie).Fig. 4 – In situ hydraulic conductivity measurement device (tensio-infiltrometry).
Légende 1. Infiltromètre ; 2. Surface du sol ; 3. Cylindre (diamètre. 8,5 cm) ; 4. Système de réglage de la pression (vase de Marriotte) ; 5. Tubes tensiomètriques ; 6. Capteur ; 7. Support ; 8. Bougies poreuses.1. Disc infiltrometer; 2. Soil surface; 3. Cylinder (diameter. 8.5 cm); 4. Pressure head regulation system (vase de Mariotte); 5. Tensiometric tubes; 6. Sensor; 7. Stand; 8. Porous cups.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 144k
Titre Fig. 5 – Bassins et instrumentation du site d’étude de Mele Haoussa.Fig. 5 – Catchments and instrumentation of the Mele Haoussa study site.
Légende 1. Pluviomètre ; 2. Pluviographe ; 3. Station hydrométrique ; 4. Parcelle de ruissellement (B. BIOL ; E.  ERO ; ST. ST_jachère ; Cult. cultivé_champ ; Gr. Granite ; CG. Gravillonnaire).1. Rain gauge; 2. Automatic rain gauge; 3. Stream gauge; 4. Runoff plot (B. Biological surface; E. Erosion surface; ST. Fallow; Cult. Cultivated field; Gr. Altered granitic surface; CG. Gravel surface).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 160k
Titre Fig. 6 – Protocole de sondage de dépôts sableux des ravines.Fig. 6 – Protocol for stream sandy deposits sounding.
Légende L. Longueur d’espacement des mesures ; 𝓁. Largeur de la ravine ; hs. Hauteur du sable couvrant le socle.L. Spacing between measurements; 𝓁. Stream width; hs. Sand depth covering the bedrock.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 68k
Titre Fig. 7 – Conductivité hydraulique moyenne mesurée en surface (0‑3 cm) et en sub-surface (3‑6 cm) par état de surface.Fig. 7 – Mean hydraulic conductivity values measured at the surface (0‑3 cm) and at the sub-surface (3‑6 cm) for each surface feature.
Légende Le nombre de répétitions est donné au-dessus des colonnes. La barre d’erreur représente l’écart type.The number of replications is given above the columns. Error bars correspond to one standard deviation.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Fig. 8 – Effet de la teneur en eau initiale (θi) sur la lame ruisselée en fonction de la pluie par état de surface.Fig. 8 – Effect of the soil initial water content (θi) onto the runoff depth‑rain depth relationship for each surface feature.
Légende Chaque point correspond à un événement. La pluie est donnée par le pluviomètre le plus proche pour chaque parcelle. Les deux points encerclés dans le carton 8D correspondent au ruissellement généré par les pluies qui suivent immédiatement un sarclage. A. Surface biologique ; B. Surface d’érosion ; C. Surface ST jachère ; D. Champ cultivé.Each point corresponds to one rain event. Rain values are obtained from the closest rain gauge for each corresponding plot. The two encircled points on sub-figure 8D correspond to runoff produced by rain immediately following hoeing operation. A. Biological surface; B. Erosion surface; C. Fallow; D. cultivated field.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 72k
Titre Fig. 9 – Coefficient de ruissellement global (Eq. 3) par état de surface.Fig. 9 – Global runoff coefficient (Eq. 3) for each surface feature.
Légende Ces coefficients sont obtenus en rapportant la somme des lames ruisselées moyennes par état de surface sur le cumul des 67 événements pluvieux enregistrés de 2011 à 2013. La barre d’erreur représente l’écart type entre les trois parcelles d’un même état de surface.Values are obtained by dividing the sum of averaged runoff depths for each surface feature by the total rain depth of the 67 rain events recorded between 2011 and 2013. Error bars correspond to one standard deviation between the three runoff plots of a given surface feature.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 40k
Titre Fig. 10 – Écoulement à l'échelle du bassin en fonction de la pluie. Effet de la teneur en eau initiale (θi).Fig. 10 – Catchment-scale runoff as a function of the rain. Effect of the initial water content (θi).
Légende A. bassin versant MH1 (bassin non cultivé) ; B. bassin versant MH2 (bassin cultivé).A. MH1 catchment (not cultivated catchment); B. MH2 catchment (cultivated catchment.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-11.jpg
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Titre Fig. 11 – Coefficient d’écoulement mesuré sur les bassins versants de Mele Haoussa pour les deux années prises en compte.Fig. 11 – Catchment scale runoff coefficient measured for the Mele Haoussa catchments for the two years.
Légende Les valeurs sont données au-dessus des colonnes. Le bassin MH1 est cultivé, le bassin MH2 est non cultivé.Values are given above the columns. The MH1 catchment is cultivated, MH2 is not.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Tab. 2 – Dimensions des dépôts sableux des ravines principales des bassins MH1 et MH2 déterminées par sondages manuels.Tab. 2 – Main stream sandy deposits dimensions for the MH1 and MH2 catchments as determined by manual soundings.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 172k
Titre Fig. 12 – Coefficient d’écoulement dans la zone cristalline du Niger en fonction de la superficie (d'après Malam Abdou, 2014).Fig. 12 – Runoff coefficient within the Niger granitic zone as a function of the catchment area (after Malam Abdou, 2014).
Légende Les signes (-) représentent l’écart type des coefficients de ruissellement des différents états de surface sur les parcelles et les min‑max sur les bassins de Mele Haoussa (seulement deux valeurs disponibles).(-) signs correspond to one standard deviation over the different surface features at the plot scale and they correspond to the min-max values for the Mele Haoussa catchments (only two available values).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11537/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
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Pour citer cet article

Référence papier

Moussa Malam-Abdou, Jean-Pierre Vandervaere, Ibrahim Bouzou-Moussa, Luc Descroix, Ibrahim Mamadou et Oumarou Faran-Maiga, « Genèse des écoulements sur deux petits bassins versants cristallins de l’Ouest du Niger : approche multi-échelles du fonctionnement hydrodynamique », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 22 - n°4 | 2016, 363-375.

Référence électronique

Moussa Malam-Abdou, Jean-Pierre Vandervaere, Ibrahim Bouzou-Moussa, Luc Descroix, Ibrahim Mamadou et Oumarou Faran-Maiga, « Genèse des écoulements sur deux petits bassins versants cristallins de l’Ouest du Niger : approche multi-échelles du fonctionnement hydrodynamique », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 22 - n°4 | 2016, mis en ligne le 09 janvier 2017, consulté le 24 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/11537 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11537

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Auteurs

Moussa Malam-Abdou

Université de Zinder – FLSH / Département de géographie – BP 656 Zinder, Niger (moussa.malamabdou@gmail.com).

Jean-Pierre Vandervaere

LTHE-UMR 5564 (UJF/CNRS/IRD/INPG) – BP 53 Grenoble cedex 09, France (jean-pierre.vandervaere@ujf-grenoble.fr).

Ibrahim Bouzou-Moussa

UAM-Niamey – FLSH / Département de géographie – BP 418 Niamey, Niger (ibrahimbouzoumoussa@gmail.com).

Luc Descroix

IRD/MNHN – UMR 208 Patrimoines locaux (PALOC) – 75231 Paris cedex 05, France (luc.descroix@ird.fr).

Ibrahim Mamadou

Université de Zinder – FLSH / Département de géographie – BP 656 Zinder, Niger (imadou_ib@yahoo.fr).

Oumarou Faran-Maiga

UAM-Niamey – FLSH / Département de géographie – BP 418 Niamey, Niger (faranmaigaoumarou@yahoo.fr).

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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