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Les eaux sauvages des régions arides. Notions de base sur l’hydrologie des déserts

The wild waters of arid lands: basic knowledge on the hydrology of deserts
Fernand Joly

Résumés

L’hydrologie des déserts est encore mal connue en raison du faible nombre des données recueillies et de la difficulté de la documentation. Elle souffre de l’aridité, qui est la cause principale, et de la discontinuité des phénomènes, qui en est le corollaire. Dans le désert, les effets de l’arrivée de l’eau sur le sol, qui inaugure le cycle hydrologique et géodynamique aride, dépendent moins de la quantité d’eau tombée que de la manière dont elle tombe et de la qualité lithologique du sol. Une partie importante de cette eau ruisselle : ruissellement diffus inorganisé, en filets ou en nappe, et ruissellement concentré dans un chenal. Dans la zone aride, c’est l’irrégularité qui est la règle : le cours d’eau aride est intermittent, l’oued se confond avec la crue, locale ou lointaine. Une autre partie s’évapore, et une autre s’infiltre et vient grossir les réserves d’eau souterraines : sous-écoulements et nappes profondes, présentes dans tous les grands déserts mais d’accès plus ou moins difficile. La présence d’eaux stagnantes est favorisée par les structures tectoniques et par certains effets spécifiques de la géodynamique aride. Il s’agit de plans d’eau élémentaires (flaques, mares), d’épandages inondables (playas, sebkhas) et de véritables lacs, salés ou non, à l’hydrologie complexe. Les réseaux hydrographiques anciens, hérités de périodes plus humides, et actuels, intermittents, ont laissé des traces diverses sur le terrain. Aréisme et endoréisme sont les marques directes du climat sur l’hydrographie désertique, et une dégradation générale des réseaux caractérise la plupart des déserts mondiaux : diminution de surface des « bassins ruisselants », réduction du nombre des drains actifs et dégradation des conditions hydrologiques.

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Texte intégral

Introduction

1La recherche en hydrologie n’est pas toujours facile dans le désert (Margat, 1985). Les eaux sauvages, ce sont les eaux libres naturelles, à l’exclusion des eaux domestiquées aménagées pour les usages de la population. Leur étude rencontre toute une série d’obstacles dont les principaux sont la pénurie d’eau, le caractère discontinu des phénomènes hydrologiques dans l’espace et le temps, et la faible présence humaine. « Because of the minuscule amounts of water and their meteoric variability, the discipline of arid zone hydrology is one of the highest forms of art and science » (Kotwicki, 1986). Certes, les observations qualitatives provenant des nomades et des voyageurs sont relativement nombreuses, mais elles manquent souvent d’objectivité, sont difficiles d’accès et peu fiables. Les observations quantitatives archivées sont mieux suivies et plus valables mais, centrées sur les lieux habités, elles sont beaucoup trop dispersées. On a pu aussi aborder certains problèmes comme l’humidité de l’air et des sols, les crues, ou même les eaux souterraines, à l’aide de traceurs isotopiques, chimiques ou magnétiques, ou par le biais de divers modèles mathématiques et statistiques, ou par la télédétection. Il faut encore ajouter quelques campagnes systématiques d’observation et de mesures (Braquaval, 1957 ; Dubreuil, 1972 ; Rodier, 1981). Mais, en dehors de grands fleuves allogènes, de quelques cours d’eau semi-permanents et de grandes zones d’intérêt économique, la récolte reste maigre, fragmentaire, dispersée et très inégale. C’est que beaucoup de territoires désertiques appartiennent à des pays « émergents » et, même dans le cas de grandes puissances comme les États-Unis, la Russie ou la Chine, seules les zones arides considérées comme « utiles » ou « rentables » sont vraiment équipées et régulièrement surveillées (Lacoste, 2001).

Tableau. 1 – Les eaux sauvages des régions arides.
Table 1 – The wild waters of arid lands.

Tableau. 1 – Les eaux sauvages des régions arides.Table 1 – The wild waters of arid lands.

2Le présent article a pour but de rappeler les caractères fondamentaux de l’hydrologie aride (tab. 1) tels qu’ils apparaissent après un siècle de recherches sur le terrain dans le cadre des déserts, qui sont l’expression la plus achevée de cette aridité, et sans perdre de vue que certains d’entre eux peuvent aussi se manifester ailleurs, en des lieux (situations d’abri par exemple, comme au Tibet) ou des moments (sécheresses prolongées) particuliers. Dans cette perspective, on examinera successivement l’arrivée de l’eau sur le sol, le devenir de cette eau (ruissellement, évaporation, infiltration), et les principaux complexes hydrologiques (réserves souterraines, eaux stagnantes et réseaux hydrographiques) constitués. Les moyens mis en œuvre par les nouvelles technologies (télédétection spatiale, télémesures et traitement numérique des données) et pour les développements économiques (prospection pétrolière, aménagements hydrauliques) permettront désormais d’approfondir, de diversifier et, au besoin, de corriger ces résultats

Arrivée de l’eau sur le sol

3Une atmosphère à l’humidité déficiente car mal alimentée et rarement saturée, des précipitations faibles, dispersées et irrégulières, une évaporation potentielle élevée aggravée par les hautes températures du jour, de l’été ou de l’année et par la fréquence du vent, tout est en défaveur d’un excédent d’eau disponible pour l’écoulement. à cet égard, la quantité de pluie tombée compte moins que la manière dont elle tombe et arrive sur le sol. Les pluies fines persistantes pendant plusieurs heures et qui imprègnent bien le sol, sans être complètement inconnues, sont très rares dans le désert. Elles se produisent surtout dans les régions bien alimentées en air humide qui reçoivent les brises de mer, les moussons ou les perturbations du « front polaire ». Plus souvent il s’agit de précipitations intenses (parfois plus de 1 mm/minute), concentrées en averses isolées (de 0 à 5 ou 10 par saison de pluie), de courte durée (de quelques minutes à 1 ou 2 heures), provoquées par des ascendances dues à la convection, au relief ou aux orages. Ces averses spectaculaires sont toutefois moins violentes qu’on l’a dit quelquefois, moins violentes en tous cas que beaucoup d’averses méditerranéennes. Au Sahara, les plus fréquentes seraient inférieures à 4,5 mm en 24 heures (Capot-Rey, 1953), alors qu’il faudrait au moins 5 à 8 mm pour soutenir efficacement la végétation, et une intensité d’au moins 0,5 mm par minute pour déclencher un ruissellement important (Dubief, 1959-1963). En tous cas, les averses maximales sont en moyenne moins intenses au milieu des déserts (13 à 25 mm/h) que sur leurs marges semi-arides (35 à 50 mm/h) (Jansson,1980). Selon la position géographique de ces déserts (fig. 1), les pluies se produisent au cours d’une ou deux saisons distinctes, ou se répartissent d’une manière aléatoire sur toute l’année. Les précipitations solides sous forme de neige ne jouent un rôle notable que dans les déserts froids ou tempérés et sur les hautes montagnes des régions tropicales. En revanche, les précipitations occultes comme les brouillards, la rosée ou le givre constituent un apport notable d’eau au sol, partout en fin de nuit, et spécialement dans les déserts brumeux d’altitude ou littoraux.

Fig. 1 – Localisation des déserts.
Fig. 1 – Distribution of deserts.

Fig. 1 – Localisation des déserts. Fig. 1 – Distribution of deserts.

1 : Sahara ; 2 : Arabie ; 3 : Iran-Afghanistan ; 4 : Thar ; 5 : Aralo-Caspien ; 6 : Taklamakan ; 7 : Gobi ; 8 : Colorado ; 9 : Atacama ; 10 : Namibie ; 11 : Madagascar ; 12 : Australie ; 13 : Nordeste ; 14 : désert aride ; 15 : désert hyperaride ; 16 : désert à hiver froid ; 17 : désert brumeux ; 18 : désert à pluies d’hiver.
1 : Sahara ; 2 : Arabia ; 3 : Iran-Afghanistan ; 4 : Thar desert ; 5 : Aralo-Caspien ; 6 : Taklamakan ; 7 : Gobi ; 8 : Colorado ; 9 : Atacama ; 10 : Namibia ; 11 : Madagascar ; 12 : Australia ; 13 : Nordeste ; 14 : arid desert ; 15 : hyperarid desert ; 16 : desert with cold winter ; 17 : foggy desert ; 18 : desert with rainy winter.

4À terre, l’arrivée de l’eau sur le sol est un moment important du cycle de l’eau du point de vue hydrologique et géodynamique. Dans le désert, ses effets dépendent essentiellement de la puissance énergétique de l’averse, de l’angle d’incidence de frappe de la pluie, de l’état de la couverture végétale interposée entre l’atmosphère et le sol, et de la nature du terrain. La couverture végétale, dispersée, détermine un milieu très ouvert, largement composé de roche nue. Sauf rares exceptions, pas de tapis herbeux, pas d’arbres ; seulement des buissons, des touffes basses ou des individus isolés. Dans ces conditions, rien ne vient briser l’énergie des averses ni en modifier ou retarder l’impact. Quand le vent ne chasse pas la pluie trop obliquement, l’énergie cinétique libérée par le choc d’une goutte d’eau sur le sol provoque un éclatement (splash) dont les effets varient selon la structure du sol. Sur la surface dure des roches cohérentes, le splash ne renvoie guère que de l’eau ; un écoulement superficiel est pratiquement instantané, dont les effets mécaniques sont limités. Sur les formations meubles, en revanche, le splash est amorti. Mais il entraîne, par percussion, la destruction des agrégats, la mobilisation, la saltation et la progression des grains (du moins ceux d’un diamètre inférieur à 200 μ), ce qui peut suffire à déclencher une érosion pluviale (Feodorof, 1965) sous forme d’un déplacement de matière à courte distance. Même les cailloutis des regs peuvent être déstabilisés et mobilisés par redistribution de la fraction fine qui les supporte, d’où un certain pavage ou tassement résiduel des éléments grossiers et un étalement des particules fines qui peuvent aller jusqu’à une véritable imperméabilisation de la surface. En même temps, une partie de l’eau tombée s’infiltre entre les grains et humecte le sol. Le surplus ruisselle en surface et/ou s’écoule en subsurface (ruissellement hypodermique ; Tricart, 1981) dans les interstices des roches, en suivant la pente topographique. Si la pluie cesse, le front d’humectation se stabilise sur quelques centimètres, puis se rétracte par évaporation. Si la pluie persiste, l’eau infiltrée progresse en profondeur et l’écoulement en surface se poursuit.

5Une grande partie de cette eau tombée du ciel repart dans l’atmosphère. L’évaporation s’exerce immédiatement sur le point de chute et parfois sur la précipitation elle-même jusqu’à l’empêcher d’arriver à terre. Par ailleurs, la fraction transpiration de l’évapotranspiration étant réduite au minimum en raison de l’ouverture de la couverture végétale, la priorité reste à l’évaporation physique. Les longs intervalles de ciel pur ou dégagé entre les brèves averses laissent toute latitude à cette évaporation, grâce à l’échauffement direct du sol par le rayonnement solaire, échauffement très inégal en fonction, notamment, de l’albédo propre du sol, de sa couleur, de sa composition pétrographique et de sa couverture végétale. Il s’ensuit un fort différentiel de température entre le sol dénudé et la basse atmosphère, elle-même dotée d’une très faible humidité relative, et donc d’un important potentiel évaporant. C’est particulièrement remarquable dans les déserts chauds (plus de 2 000 mm/an), plus variable dans les déserts tempérés (souvent plus de 1 000 mm/an), mais tout aussi efficace puisqu’on y observe même, en hiver, une notable sublimation de la couverture neigeuse. Il ne suffit donc pas de prendre en compte la seule abondance pluviale pour en déduire les conséquences hydrologiques de l’arrivée de l’eau sur le sol. L’état de surface et la nature des formations géologiques superficielles ne peuvent pas être négligés. On manque malheureusement de mesures sur ces problèmes, même si quelques expériences de pluie artificielle sur parcelles ont apporté d’utiles indications en la matière (Yair et Lavee, 1974 ; Roose, 1977). à peine est-il plus facile d’évaluer le sort de l’eau après la pluie, qui permettrait d’établir un bilan hydrologique global de la circulation de l’eau dans le désert.

Les eaux de ruissellement

6Lorsque la précipitation arrive sur un sol imperméable ou saturé, ou lorsqu’un sol non saturé est incapable de l’absorber toute entière, le surplus ruisselle et s’écoule sur les pentes sous l’effet de la gravité. Dans le désert, cet écoulement est toujours intermittent, fugace dans le temps et très limité dans l’espace. Il peut prendre plusieurs formes, tantôt favorisées ou tantôt perturbées par les conditions climatiques, topographiques, édaphiques ou biologiques locales.

Ruissellement diffus

7Il y a ruissellement diffus lorsque l’eau d’une averse ou d’une source s’écoule anarchiquement sur un versant, sans se cantonner dans un chenal fixe formant gouttière (fig. 2). C’est un type de ruissellement inorganisé, directement lié à l’arrivée de la pluie (ruissellement pluvial), ou/et lorsque l’intensité de l’averse dépasse la capacité d’infiltration du sol (ruissellement hortonien ; Horton, 1933). Or, à la différence de ce qui se passe dans les régions humides, il existe dans le désert de grandes surfaces de roches nues ou dénudées et des formations indurées (croûtes ou cuirasses) peu perméables sur lesquelles l’eau glisse, sans pénétrer. En même temps, la faible densité et la dispersion de la végétation réduisent le rôle de l’infiltration le long des racines. Dans ce cas, l’eau ruisselle sans s’infiltrer. Un cas particulier, commun dans les déserts froids, est celui du sol gelé, saisonnier (gélisol) ou permanent (pergélisol). La glace, qui obstrue les vides et les fissures des roches, rend le sol imperméable pendant toute la durée du gel. En général, en zone aride, la tendance est donc plutôt au ruissellement. Celui-ci répond à une série de critères particulièrement bien présents dans les déserts : des averses intenses (supérieures à 0,5 mm/mn) mais très espacées (à intervalles de plusieurs mois), des pentes relativement faibles (souvent inférieures à 10 %), une couverture de formations meubles discontinue et peu épaisse (moins de quelques mètres), une végétation rare et dispersée. En fonction des diverses combinaisons possibles de ces critères, le ruissellement diffus prend différents aspects selon les lieux et les moments. Phénomène essentiellement épisodique et circonscrit, il est, de ce fait, d’observation fortuite et difficile à mesurer.

Fig.2 – Ruissellement diffus. Ruissellement pluvial (mares, rigoles et nappes) après une grosse averse sur un glacis aride subdésertique du piémont sud du Haut Atlas marocain aux environs de Ouarzazate (7 mars 1996)(cliché Joly).
Fig. 2 – Overland flow. Runoff in the form of pools, gullies and sheetwash after a heavy rainstorm on a pediment of the High Atlas piedmont in Morocco, near Ouarzazate (March 7, 1996 ; photo : Joly).

Fig.2 – Ruissellement diffus. Ruissellement pluvial (mares, rigoles et nappes) après une grosse averse sur un glacis aride subdésertique du piémont sud du Haut Atlas marocain aux environs de Ouarzazate (7 mars 1996)(cliché Joly).Fig. 2 – Overland flow. Runoff in the form of pools, gullies and sheetwash after a heavy rainstorm on a pediment of the High Atlas piedmont in Morocco, near Ouarzazate (March 7, 1996 ; photo : Joly).

8Un ruissellement diffus élémentaire accompagne ou suit immédiatement la pluie (rain wash). Il se compose de mares plus ou moins éphémères, reliées par des rigoles (rills) qui serpentent entre les obstacles sans s’approfondir notablement ni se fixer. Ce ruissellement en filets (rill wash) est inégalement alimenté, infiltré ou évaporé, et il se perd, en général, avant d’atteindre une artère d’écoulement concentré. S’il s’agit d’une pluie persistante, les ruisselets changeants et anastomosés parviennent parfois à déborder et se confondre en une nappe pelliculaire (sheet) plus ou moins continue, qui dévale sur la pente (Joly, 1953, 1962) : ruissellement en nappe, sheet wash. Des phénomènes du même ordre, mais d’une toute autre ampleur, se produisent également sur les plaines alluviales et les cônes d’épandage, par étalement en nappe des crues des rivières (sheet floods ; Mc Gee, 1897).

Ruissellement concentré

9Il y a ruissellement concentré quand l’eau d’une pluie ou d’une crue s’écoule dans un chenal (fig. 3). Comparé au ruissellement diffus, le ruissellement concentré correspond à des précipitations de même ordre, mais plus étalées dans le temps et l’espace, et sur des pentes généralement plus fortes.

Fig. 3 – Ruissellement concentré. Une crue lointaine se propage dans le lit mineur, encadré par des berges, de l’oued Dra
Fig. 3 – Channelled flow. Constrained by its banks, a flood progresses down the active channel of the Dra

Fig. 3 – Ruissellement concentré. Une crue lointaine se propage dans le lit mineur, encadré par des berges, de l’oued Dra Fig. 3 – Channelled flow. Constrained by its banks, a flood progresses down the active channel of the Dra

Région de Zagora, Sud marocain, 7 mars 1996 ; cliché Joly.
Zagora area, South Morocco, March 7, 1996 ; photo : Joly.

10L’hydrologie fluviale dans les déserts, en dehors des rivières équipées et des grands fleuves, reste encore assez mal connue. Certes, des observations qualitatives et parfois des mesures très précises ou expérimentales (Braquaval, 1957 ; Schick, 1970 ; Savat, 1982) ont été effectuées, mais toujours isolément. On connaît des exemples plutôt qu’un ensemble cohérent de résultats, suffisants cependant pour dégager des traits essentiels (Dubief, 1953 ; Joly, 1968 ; Schick, 1987). Sur les bordures subarides et semi-arides, les pluies sont toujours faibles ; le ruissellement est en général intermittent, mais parfois permanent. Dans la zone aride proprement dite, c’est l’irrégularité qui est la règle ; le ruissellement est toujours intermittent et quelquefois éphémère. Dans le domaine hyperaride, il est toujours éphémère et même aléatoire. Les seuls châteaux d’eau un peu importants sont les montagnes ou les reliefs assez étendus qui provoquent des pluies de convection et des orages, où les pentes sont fortes, et où le tracé bien marqué des écoulements antérieurs facilite la concentration des eaux. Il n’existe nulle part de ruissellement pérenne autochtone. Le cours d’eau par excellence des milieux arides est l’oued (wadi), essentiellement épisodique. Dans l’oued, l’écoulement se confond avec la crue. En certaines régions, le même mot désigne à la fois l’un et l’autre. L’eau s’écoule encadrée par des berges et reçoit les apports des nappes et filets d’eau diffus qui dévalent des versants. Le retard de la crue sur la pluie est plus ou moins grand en fonction de la distance parcourue, du débit, de la pente et de la perméabilité du lit du cours d’eau. Dans les zones cultivées, la crue, à la fois attendue et redoutée, apporte des alluvions neuves et recharge les nappes souterraines, mais elle emporte, en revanche, les jardins et les arbres. Elle peut aussi conduire à des transformations irréversibles du paysage morphologique, capables de bouleverser le cadre de vie des populations riveraines (Joly, 1962).

11On peut observer deux sortes de crues. Les crues locales peuvent survenir en n’importe quel point d’un cours d’eau. Elles sont dues à des pluies concentrées sur un espace restreint (quelques dizaines de km2). Comme dans le cas du ruissellement diffus, la crue se produit après une grosse averse et sur un sol déjà mouillé. Il faut seulement un peu plus de temps pour que soit saturé le matériel alluvial plus perméable et plus épais qui tapisse le fond du talweg. Le flot parcourt un chemin d’autant plus long que l’averse a été plus puissante et plus durable, puis les eaux baissent et disparaissent dans les alluvions mêmes, ou s’évaporent le soleil une fois revenu (Joly, 1953). Les crues lointaines ont pour origine des précipitations tombées sur des reliefs éloignés, plus ou moins longtemps avant l’arrivée du flot (fig. 3). Elles parcourent toujours une fraction importante du cours d’eau, parfois même le cours tout entier. Elles peuvent surprendre par leur arrivée soudaine en un lieu préservé de toute menace de pluie (Joly, 1953 ; Vanney, 1960). Mourir noyé dans le désert n’est pas une simple figure de rhétorique. 

12Ces faits d’observation ont valeur d’exemple. Selon les circonstances, les événements peuvent être très différents. En fonction notamment de la puissance du flot, qui peut arriver violent (le « mur d’eau » souvent évoqué) ou au contraire épuisé. En fonction, aussi, de la distance déjà parcourue par la crue, du volume et de la nature de la charge entraînée (débit solide), ou encore de l’état du talweg, nu ou couvert d’alluvions grossières ou fines, bordé ou non par la végétation, sec ou déjà mouillé par une crue précédente. Les crues les plus remarquables résultent le plus souvent de la superposition d’une crue lointaine et d’une ou plusieurs crues locales.

Les eaux souterraines

13Une quantité plus ou moins grande de l’eau venue de l’atmosphère est absorbée par le sol et stockée en profondeur. Dans les déserts, c’est un événement important, en hydrologie comme en biologie, parce qu’il soustrait aux écoulements superficiels, aux plantes, aux animaux, aux hommes, une partie notable et pas toujours récupérable de l’eau nécessaire à la vie.

Infiltration et circulation de l’eau dans le sol

14Dans la zone aride, une pluie lente et prolongée ou une pluie drue tombant sur une formation meuble ayant de nombreux vides ouverts sur l’extérieur, peut s’infiltrer directement sans ruisseler. En revanche, une formation meuble mais compacte et couverte d’une végétation diffuse, en particulier herbacée (steppe subaride), se comporte comme une couche tampon intermédiaire qui aide à l’infiltration, mais qui permet le ruissellement dès qu’elle est saturée. Une couverture lâche ou caillouteuse, comme les regs de fragmentation ou les alluvions des talwegs, se laisse facilement traverser. Une couverture épaisse sablo-limoneuse impose un cheminement lent de l’eau de la surface jusqu’au plancher rocheux. Sur les sables, la pénétration entre les grains est quasi instantanée ; elle peut atteindre 90 à 95 % de l’eau tombée, et il n’y a pratiquement pas de ruissellement. Au contraire, sur les épandages limoneux ou argileux, moins de 25 % de cette eau s’infiltre ; le reste contribue à lisser et imperméabiliser la surface. Cette infiltration a d’ailleurs une limite, qui dépend à la fois de la quantité d’eau tombée par unité de temps et de l’ouverture extérieure des vides des roches. En fait, plutôt que de la pluie, la plus grande partie de l’eau infiltrée provient du ruissellement diffus, des crues des rivières et des pertes des mares et des lacs (Dubief, 1953). Les conditions pluviométriques et les états de surface conditionnent la pénétration des eaux, mais c’est de la structure lithologique et tectonique du matériel rocheux que dépendent leur circulation interne et leur accumulation.

15C’est un problème qui ne concerne pas seulement les zones arides. Mais, dans le désert, les abats d’eau étant rares et, sauf averses en série, séparés par des intervalles de plusieurs mois, voire de plusieurs années, l’antériorité d’une période d’infiltration est donc toujours lointaine. Dans les déserts chauds, le sol est presque toujours sec et la capacité d’infiltration pratiquement toujours maximale. Dans les déserts froids, au printemps, les alternances gel/dégel activent, par gélifraction, la fragmentation et la fissuration des roches, donc leur perméabilité, laquelle favorise l’absorption des pluies d’été ; toutefois, les successions de chutes et de fusions lentes de la neige, en fin d’été et en automne, imprègnent mieux le sol que ne le font les débâcles rapides du printemps.

Réserves d’eau souterraines

16Au contact d’un plancher imperméable, les eaux d’infiltration s’accumulent et forment alors une nappe aquifère. Dans les régions humides, les nappes phréatiques, par l’intermédiaire des sources, soutiennent le débit permanent des rivières. Dans les régions arides, ce sont principalement les rivières qui, par leurs crues, alimentent les nappes, lesquelles ne soutiennent que les débits d’étiage, quand le niveau baisse dans les talwegs. Dans le désert, ces réserves souterraines (fig. 4) sont précieuses car elles sont plus abondantes que les eaux de surface. Elles sont surtout moins inconstantes, plus durables, plus sûres. Malheureusement, elles ne sont pas toutes à la portée de ceux qui en auraient le plus besoin.

Fig. 4 – Rivières, lacs et réserves souterraines. Principaux systèmes hydrologiques des déserts.
Fig. 4 – Rivers, lakes and ground water storages. Main hydrologic systems of desert areas.

Fig. 4 – Rivières, lacs et réserves souterraines. Principaux systèmes hydrologiques des déserts. Fig. 4 – Rivers, lakes and ground water storages. Main hydrologic systems of desert areas.

1 : Sahara septentrional ; 2 : Sahara oriental ; 3 : Arabie ; 4 : dépression aralo-caspienne ; 5 : Grand bassin d’Australie ; 6 : Nouveau Mexique ; 7 : Taoudenni ; 8 : Ras el Aïn ; 9 : sud-ouest de Madagascar ; 10 : lac Eyre ; 11 : rivières ; 12 : capture ; 13 : lacs, principales réserves souterraines ; 14 : régions subsidentes ; 15 : régions karstiques.
1 : North Sahara ; 2 : East Sahara ; 3 : Arabia ; 4 : Aralo-caspian basin ; 5 : Great australian basin ; 6 : New Mexico ; 7 : Taoudenni ; 8 : Ras el Aïn ; 9 : Southwest of Madagascar ; 10 : lake Eyre ; 11 : rivers ; 12 : capture ; 13 : lakes, main ground water storage ; 14 : subsiding areas ; 15 : karstic areas.

17Les sous-écoulements sont des courants d’eau qui circulent dans les alluvions du lit des rivières, à l’abri d’une trop forte évaporation. Ils jouent un rôle important parce qu’ils sont accessibles par des puits. Les sous-écoulements, comme les crues, sont intermittents. Mais ils se propagent plus lentement, prolongent les crues en aval parfois sur toute la longueur d’un talweg, persistent longtemps après l’étiage et parfois se maintiennent d’une crue à l’autre. D’où l’attrait, pour la survie de tous les êtres vivants, des réseaux hydrographiques dans le désert. L’eau qui s’écoule dans les lits d’oueds diffuse aussi sur les côtés, à travers les berges, et alimente des nappes latérales qui reçoivent également les eaux d’infiltration de la pluie et des ruissellements diffus sur les versants.

18Les nappes profondes (Margat et Saad, 1984) ont une relation plus distante avec l’atmosphère. Beaucoup reçoivent encore, par pénétration directe, de l’eau provenant des pluies et des écoulements superficiels. En revanche, les pertes par évapotranspiration sont à peu près nulles, de sorte que les nappes profondes sont une réserve naturellement fiable, une véritable « mine d’eau sous les déserts » (Margat, 1983). Paradoxalement, les dunes, symbole le plus populaire du désert sans eau, sont parmi les meilleurs réservoirs. L’eau passe facilement à travers le sable et vient s’accumuler sur le plancher rocheux. Le sable est un bon filtre qui retient les petites impuretés solides et, quand il est composé de grains siliceux peu altérables, l’eau de réserve, non salée, est souvent de très bonne qualité. Tous les grands ergs contiennent, au contact du plancher imperméable, des nappes profondes, qui se renouvellent lentement par la pluie. Il en est de même pour les massifs de roches poreuses ou fissurées par la tectonique et pour les couvertures sédimentaires. Dans les grands bassins hydrogéologiques, les recharges profondes, qui se font essentiellement par les bordures, sont lentes (plusieurs dizaines, voire plusieurs centaines d’années) et souvent même insignifiantes. Si le bassin est suffisamment creux, l’eau peut jaillir par les fissures ou failles des couches supérieures, ou s’élever dans les puits. On parle alors de nappe artésienne. Les nappes profondes, captives (coincées entre deux couches imperméables) ou même fossiles (dont l’eau ne se renouvelle pas) sont séparées de l’atmosphère par des couches sèches ou par d’autres couches aquifères superposées. Dans le désert, les très grands appareils hydrogéologiques souterrains restent marqués par l’aridité (faiblesse et discontinuité de l’alimentation), et ils prennent une importance particulière car ils constituent les réserves en eau les plus abondantes, malheureusement aussi les plus difficiles d’accès. Tous se trouvent dans des régions où le socle ancien précambrien et paléozoïque, plissé et/ou fracturé, a été déprimé en cuvettes plus ou moins subsidentes et recouvert en discordance par des sédiments en majorité continentaux, réceptacles pour l’eau et souvent aussi pour d’autres fluides comme le gaz ou le pétrole (Sahara, Golfe persique, Caspienne). De tels systèmes de nappes profondes existent dans la plupart des grands déserts (fig. 4) : Sahara septentrional (Algérie, Tunisie, Libye ; Margat, 1985) et oriental (Egypte, Soudan ; Mutin, 2000), Arabie (Sanlaville, 2000), dépression aralo-caspienne (Létolle et Mainguet, 1993), Grand bassin artésien d’Australie (Habermahl, 1980).

19Un cas particulier est celui des réserves karstiques en milieu calcaire ou gypseux. Elles sont assez rares dans le désert, non par absence de roches favorables, mais par indigence de l’alimentation en eau. Quand elles existent, elles profitent de réseaux souterrains hérités de périodes antérieures plus humides, parcourus par des crues aussi aléatoires que brutales. Certaines sont artésiennes et nourrissent des sources jaillissantes le long de fractures ou de failles (Nicod, 2000). D’autres cas de circuits karstiques, fossiles ou actuels, existent au Sahara (Riser, 2000), en Australie, au Nouveau-Mexique, en Afrique du Sud ou encore à Madagascar (Salomon, 1987). En milieu aride, toutefois, ces réserves ne sont pas les plus fiables, car elles tiennent plus du cours d’eau épisodique et passager que de la nappe. Du moins, quand elles fonctionnent, sont-elles un facteur de régulation des crues en restituant à retardement l’eau recueillie pendant les pluies et les orages, et en prolongeant les écoulements d’étiage.

Les eaux stagnantes

20Dans les déserts, la présence de plans d’eau stagnante relève de circonstances favorables souvent réunies dans ce milieu. La principale, d’ordre topographique, est l’existence de nombreuses dépressions fermées, endoréiques (de Martonne et Aufrère, 1928). Certaines tiennent à des conditions géologiques générales : dépressions tectoniques, météoriques ou volcaniques. De ce point de vue, elles ne se différencient pas de celles des autres régions du globe. D’autres dépendent plus directement de l’évolution géomorphologique aride ou de la désorganisation d’un réseau hydrographique. Le climat règle l’abondance pluviale et l’évaporation qui la contrebalance, ainsi que le régime d’alternance entre périodes humides et sèches à toutes les échelles du temps. À l’apport direct de la pluie s’ajoutent les apports affluents, ruissellement diffus sur les versants et crues dans les rivières quand il y en a, exsurgences et résurgences des eaux souterraines, neige et glace dans certains cas. En contrepartie viennent les pertes par infiltration, par les émissaires et par les prélèvements humains. Parmi les plans d’eau des régions arides, on distinguera ceux qui n’ont qu’une existence précaire mais dont le rôle humain, grâce à leur dispersion, est primordial, et ceux, les lacs, qui sont des éléments permanents ou tout au moins pluriannuels et plus localisés, du paysage.

Les plans d’eau élémentaires

21Il existe dans le désert une grande variété de plans d’eau simples, mais finalement très utiles et très recherchés par les habitants. Ils sont le plus souvent éparpillés, exigus, intermittents, pourvus d’eau douce ou d’eau salée et, sous des noms divers, bien connus des nomades et des voyageurs dont ils assurent la survie. Chaque pluie, chaque averse laisse sur le terrain, dans les creux ou à l’abri des obstacles, une multitude de flaques d’eau. La plupart ne durent guère que le temps d’imbiber le sol. Elles suffisent cependant à faire germer les graines abandonnées et à faire un instant fleurir et reverdir le désert. C’est l’acheb des pasteurs sahariens, une aubaine pour les troupeaux.

Fig. 5 - Guelta.
Fig. 5 – “Guelta”.

Fig. 5 - Guelta. Fig. 5 – “Guelta”.

Mare résiduelle (pluies et suintements) nichée dans une fracture du socle schisteux métamorphique du Hoggar (Sahara) (cliché Joly).
Residual pond (rainfall and seepage) nested in a crack of the schist bedrock in the Hoggar Massif (Sahara) (photo : Joly).

22Des creux plus profonds ou des dépressions plus vastes accueillent pour un temps plus long des mares, plus volumineuses et plus profitables. On nomme guelta, au Sahara, une mare résiduelle et semi-permanente qui occupe un creux de rocher (fig. 5) ou un fond d’oued dans une vallée. Ce sont des sortes de réservoirs naturels, parfois entourés de quelques palmiers, dont l’emplacement est fixe et connu, et qui servent d’abreuvoir aux animaux, tant sauvages que domestiques. Certaines mares sont simplement alimentées par la pluie, ou sont des résidus de crues, ou encore l’émergence temporaire d’un sous-écoulement. Elles sont rapidement asséchées. D’autres sont en permanence entretenues par des suintements ou des sources, gravitaires ou artésiennes. Quelques-unes ont une existence très ancienne, au point d’avoir conservé une faune relique originale de crevettes, de poissons ou même de crocodiles nains (Monod, 1947). Des mares plus grandes encore (de quelques dizaines à quelques centaines de mètres de diamètre) occupent temporairement des dépressions fermées à fond plat, tantôt véritables dolines (en milieu calcaire), tantôt à l’abri d’un barrage dunaire, tantôt simples cuvettes de déflation. Au Sahara septentrional on les appelle dayas (fig. 6). Le plan d’eau qui s’y forme en saison humide ou après une très forte averse est peu profond (1 ou 2 m) et normalement constitué d’eau douce ou peu salée. Sa présence facilite l’altération chimique du plancher, et notamment la décarbonatation du calcaire. En même temps, il recueille les débris fins balayés sur les versants par le ruissellement diffus. À sec, le fond est argileux et craquelé, ou argilo-limoneux et capable d’entretenir une végétation buissonnante plus ou moins halophile. Fréquentes au Sahara septentrional (plateau des Dayas, en Algérie orientale), les dayas se retrouvent sous des formes proches en Afrique du Sud (vleys en afrikaner), en Australie (pans) et en Asie centrale (tsaïdams). Les nappes aquifères contenues dans les grands ergs affleurent parfois dans les creux, temporairement ou en permanence, sous la forme de mares interdunaires. Les fonds asséchés de ces mares se signalent fréquemment par une légère grésification du sable ou par un mince voile induré d’argile ou de gypse. À la périphérie des ergs, de nombreuses sources, souvent abondantes, alimentent parfois de véritables petits lacs périphériques qui attirent la végétation et les hommes.

Fig. 6 - Daya.
Fig. 6 – Daya.

Fig. 6 - Daya. Fig. 6 – Daya.

Dépression hydro-éolienne inondable sur la surface calcaire méso-cénozoique des hamadas sud atlasiques de l’Est algérien (Plateau des dayas). Végétation buissonnante et arborescente (Betoum = Pistacia atlantica) (cliché Joly).
Hydro-aeolian depression subject to flooding on the calcareous Mesozoic to Cenozoic Hamada surface, South Atlas of eastern Algeria (Dayas Plateau). Scrub vegetation (“Betoum”, or Pistacia Atlantica) (Photo : Joly).

Les playas

23On appelle playa, dans les déserts du Mexique et de l’ouest des États-Unis, la plaine d’épandage alluviale (bajada, ou bahada) qui prolonge les bas glacis fonctionnels autour d’une vaste dépression endoréique (bolson) entourée de reliefs. C’est à peu près l’équivalent des chotts d’Afrique du Nord ou des gobis mongols. La playa est le niveau de base topographique et hydrologique du bolson. Elle est l’aboutissement de toutes les pentes et de tous les écoulements superficiels. Elle capte aussi les eaux des nappes souterraines des versants. Elle est en revanche le lieu de pertes importantes, non seulement par l’évaporation, très active sur des eaux stagnantes et peu profondes, mais encore par infiltration. Les plus petites playas sont les plus inconstantes. Elles dépendent plus directement des averses locales que des pluies régionales. Elles perdent moins d’eau par infiltration que par évaporation. Elles s’assèchent plus vite que les autres et la plupart sont éphémères. Les plus grandes dépendent davantage des rythmes saisonniers et des décharges d’eau souterraines. Certaines affichent une salinité notable : au Sahara on les nomme sebkhas, en Iran kévirs, en Touranie (Turkestan) takyrs, en Mongolie nors, aux États-Unis, en Afrique du Sud et en Australie salt pans, en Amérique du Sud et au Mexique salinas ou salares.

24La plupart des playas sont intermittentes, avec des périodes sèches qui dépassent fréquemment un an. En conséquence le niveau de l’eau est très variable et, comme les rives sont basses et plates, les variations de volume se traduisent par des déplacements de rivage considérables et par une zonation morphologique et biologique originale (Tricart, 1954 ; Mabbut, 1977). Sur les estrans se forment des croûtes calcaires ou gypseuses de subsurface en partie liées à de fortes décharges souterraines, notamment dans les bassins artésiens. La surface de ces estrans est nue ou revêtue d’une végétation halophile inondable à Chénopodiacées et Salsolacées, pâturage apprécié qui constitue le chott au sens strict. Elle est aussi livrée à des cultures occasionnelles et aléatoires de céréales (les graras du Sahara occidental). Au centre, la sebkha, dépourvue de végétation, est couverte de dépôts salins à consistance poudreuse (fech-fech), d’inflorescences friables, parfois de macles cristallines comme les « fers de lance » ou les « roses des sables » en gypse, mêlés à des limons granulaires et des argiles. Lorsque l’eau disparaît, pendant les périodes sèches, la surface de la playa est entièrement livrée à la déflation éolienne.

Les lacs

25Les lacs (Pourriot et Meybeck, 1995), comme les aquifères souterrains, sont particulièrement précieux dans le désert. Ils forment en surface des réserves d’eau potentielles relativement stables (au moins à l’échelle humaine), quoique fragiles, difficiles à exploiter et de toutes façons trop rares. De tailles diverses, allant de quelques dizaines à plusieurs milliers de kilomètres carrés et de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres de profondeur, ce sont de véritables pièges à eau et à sédiments incorporés aux systèmes hydrographiques locaux (Touchart, 1996). Les plus nombreux et les plus grands sont les lacs d’Asie (Létolle et Touchart, 1998). Mais il en existe dans tous les déserts du monde, en Afrique, en Amérique et en Australie (fig. 4).

26Parmi les plus grands lacs des milieux de la zone aride mondiale, on peut distinguer les mers résiduelles (Caspienne, Aral), derniers témoins de l’extension ancienne d’un océan ou d’un bras de mer aujourd’hui disparu, et les lacs endoréiques qui sont actuellement sans émissaire superficiel vers l’extérieur. Tous appartiennent à des ensembles hydrographiques fermés, sans autres débouchés que l’atmosphère (évaporation) ou l’enfouissement souterrain des eaux (infiltration). Leur emplacement dépend principalement du contexte structural créé par l’orogenèse méso-cénozoïque et la néotectonique quaternaire, ainsi que de l’évolution géomorphologique locale. Certains font partie d’un complexe endoréique composé de plusieurs creux. Mais ce sont les variations climatiques du passé et l’aridité actuelle qui fondent leur personnalité. Les lacs de zone aride sont pratiquement tous situés dans les domaines arides subdésertique ou désertique, chaud ou froid, de plaine ou de montagne, souvent à la limite du subaride. Ceux des milieux hyperarides sont des exceptions rares ou occasionnelles. Les plus importants ont connu dans le passé une extension beaucoup plus grande qu’aujourd’hui (Petit-Maire, 2002). Ils ont été précédés par des paléolacs considérables, parfois mythiques. Une expansion maximum de ces paléolacs s’est produite à plusieurs reprises au cours du Quaternaire, sans doute après chaque glaciation, notamment pendant le dernier grand interglaciaire (vers 125 ka BP) et pendant l’optimum climatique holocène (vers 9 ou 8 ka BP). Mais depuis, le retrait a été général et beaucoup ont disparu (paléolacs sahariens, paléopans sud-africains) ou sont sur le point de disparaître (Lob Nor). Certains lacs ont perdu leur exutoire exoréique (Balkhach, Grand lac salé, lac Eyre). Les lacs morts ne sont plus représentés que par des dépôts fossiles, lacustres ou deltaïques, par des lignes de rivage ou des terrasses perchées.

27La contraction des lacs a réduit leur volume, abaissé l’altitude du plan d’eau et diminué la profondeur. Les plus creux (plusieurs centaines de mètres) conservent en général un plan d’eau unique. D’autres, qui étaient d’un seul tenant, se sont scindés en plusieurs bassins séparés par des seuils et reliés par des détroits (Aral, Balkhach, Grand lac salé, Eyre, Titicaca), ou même se sont partagés en lacs isolés (Lob Nor). Ceux qui occupent des fonds évasés sont devenus des lacs plats, de profondeur inférieure à 50 ou même 10 mètres (Aral, Balkhach, Tchad, Eyre), dégageant sur leurs marges des surfaces limono-argileuses plus ou moins salées que la végétation (et parfois les cultures) tente de coloniser. Cette tendance au retrait est encore effective même si, après les grandes sécheresses de la fin du xxe siècle, on constate une certaine stabilité et quelquefois un léger regain. L’intervention humaine, de plus en plus pressante, joue dans ce contexte un rôle à la fois difficile et ambigu. D’un côté l’expansion démographique, la surexploitation pastorale et agricole, la croissance de l’irrigation, de l’industrie et du tourisme contribuent à l’épuisement des réserves lacustres (Aral, mer Morte). D’un autre côté, un aménagement rationnel de barrages et d’ouvrages protecteurs, des législations nationales et des accords internationaux (Jourdain, Aral) tentent de sauvegarder, sinon même d’accroître, les disponibilités en eau, source indispensable au développement économique et humain.

28En raison de l’endoréisme, chacun des lacs arides constitue, avec son bassin versant, un système hydroclimatique (Frécaut, 1979) clos et indépendant, caractérisé par son mode d’alimentation en eau, ses pertes, sa composition chimique et sédimentologique, ses capacités biologiques, et par le déroulement de cycles vitaux répartis sur plusieurs échelles de temps. Du point de vue de l’alimentation en eau, l’apport direct par les pluies est primordial ou en tous cas non négligeable, mais toujours faible (moins de 200 mm) et très irrégulier. Elles peuvent fournir de 3 à 15 et même 20 % des arrivées totales. Par ailleurs, si le bassin versant comprend des reliefs assez élevés pour tenir lieu de châteaux d’eau, ou s’il est assez étendu pour recevoir des précipitations lointaines plus abondantes, le lac peut bénéficier jusqu’à 80 ou 85 % d’apports complémentaires par les affluents, susceptibles de compenser les insuffisances locales. De toutes façons, cet apport est toujours irrégulier et incertain, compte tenu de l’existence de longues périodes sèches dépassant partout six ou sept mois, et même douze mois dans les cas les plus défavorisés. Inversement, les pertes par évaporation sont partout considérables : presque toujours plus de 1 000 et même 2 000 mm, y compris pour les lacs des régions tempérées arides à étés chauds et hivers froids (Caspienne, Aral, Balkhach, Tibet, Titicaca). Les décharges de nappes gravitaires, karstiques ou artésiennes grossissent les affluents et même directement les lacs (sources sous-lacustres), et soutiennent les étiages. Les pertes par infiltration sont en revanche très importantes, surtout dans les régions les plus accidentées (fissurées), ou les plus perméables (formations poreuses ou karstiques), où elles viennent gonfler les nappes souterraines.

29La plupart des lacs des régions arides contiennent une proportion plus ou moins grande de sels qui arrivent dissous, véhiculés à l’état ionique par les eaux de ruissellement en même temps que les débris solides récoltés sur les versants. Certains sont transportés par le vent, après déflation des plages marines (Namibie, Mauritanie) ou des sols cultivés. D’autres viennent par les embruns ou par la pluie, ou par décharge des eaux souterraines. Ils comprennent principalement, avec des dominantes différentes selon les lacs, des chlorures comme le « sel », ou halite (Na Cl), et les chlorures de magnésium (Mg Cl) ou de potassium (K Cl) ; des sulfates comme le gypse (Ca SO4), aussi répandu que l’halite ; des carbonates, de la silice, de l’alumine,… En période de hautes eaux, les sels, dilués, restent très dispersés. Un fort apport d’eau douce par un affluent en crue peut diminuer sensiblement la salinité. S’il y a un exutoire, les sels sont en partie entraînés et la salinité diminue. En période de basses eaux, en revanche, les sels deviennent excédentaires et passent à l’état solide, ce qui donne lieu à la sédimentation d’évaporites, gypse et halite principalement. Dans les lacs profonds et volumineux, les sels les plus solubles restent en solution, mais les moins solubles, comme les carbonates ou la silice, se déposent ou sont pris en charge dans les tests calcaires ou siliceux d’organismes vivants. Dans les lacs plats, comme les playas, on assiste plutôt à une zonation horizontale de la teneur en sels et de la sédimentation saline en fonction de l’abondance des éléments dissous et de leur degré de solubilité. Sur les estrans, ce sont les composants les moins solubles, calcaire, silice ou gypse qui se déposent sous forme de croûtes de surface ou de subsurface. Plus au centre du lac, se rassemblent les autres sels hydratés, principalement les chlorures, mêlés à des limons alluviaux et à des argiles de néoformation comme la kaolinite, les montmorillonites, l’attapulgite, la sépiolite.

30Dans le cycle physique et anthropique de l’eau (Touchart, 1996), les lacs de zone aride ont une place à part. Niveaux de base de bassins hydroclimatiques, ils sont attractifs pour les populations, mais fragiles et difficilement utilisables. Deux obstacles majeurs menacent ces hydrosystèmes : l’excès de salinité et l’assèchement fatal.

Réseaux hydrographiques

31Les traces laissées sur le terrain par les réseaux hydrographiques ne sont pas toutes spectaculaires. Sur les grands « glacis » inclinés et les vastes plaines, elles se manifestent par de simples témoins sédimentaires (formations lacustres, matériel alluvial plus ou moins bien classé et émoussé, stratifications entrecroisées), par une traînée de végétation ou par un véritable talweg. En montagne et sur les piémonts, ce sont de vraies vallées hiérarchisées, avec leurs confluents, leurs lits d’inondation et leurs lits d’étiage encombrés d’alluvions, leurs méandres, leurs gorges, leurs terrasses, tout, sauf l’eau vive. Il ne reste que le décor. En fait, les facteurs qui président à la naissance et au développement des réseaux hydrographiques arides sont fondamentalement les mêmes que ceux qui agissent dans les régions plus humides. La différence est dans la part relative et la puissance de chacun d’eux, et surtout dans la discontinuité de leur action, dans l’espace comme dans le temps (Dubief, 1953 ; Joly, 1962 ; Rodier, 1981). Cela suffit pour que l’hydrographie aride présente tout de même certaines particularités.

L’endoréisme et l’aréisme

32Tout d’abord, mis à part les rivières côtières et les grands fleuves exoréiques allogènes à écoulement pérenne (Euphrate, Tigre, Nil, Niger, Colorado, Huang he) ouverts sur l’» océan mondial » (fig. 4), le drainage est partout endoréique. Soit qu’il s’ordonne autour de dépressions fermées de toutes dimensions, comportant ou non un ou plusieurs plans d’eau, soit que l’écoulement s’épuise avant d’atteindre le niveau de base marin. La carte mondiale de l’aréisme et de l’endoréisme (de Martonne et Aufrère, 1928) coïncide largement avec la carte des déserts.

33Les plus touchés sont les déserts chauds tropicaux, de la Mauritanie au désert de Thar, en Namibie et en Australie centrale. Mais l’endoréisme-aréisme est aussi présent dans les déserts tempérés à étés chauds et hivers froids. Il y est même favorisé par les effets morphologiques (replis synclinaux ou fossés d’effondrement) d’une tectonique récente (méso-cénozoïque et quaternaire) : un endoréisme « orographique », selon de Martonne (de Martonne et Aufrère, 1928), s’ajoute ainsi à l’endoréisme « climatique » lié aux conditions désertiques. En même temps, avec la latitude et l’altitude, les températures moyennes sont plus basses et modèrent l’évaporation (moins de 1 000 mm), surtout en hiver, tandis que la présence de hauts reliefs favorise les pluies de convection (> 400 mm), les chutes de neige et la présence de glaciers. Mieux pourvues en eaux courantes, les rivières de ces régions sont plus puissantes que les oueds sahariens. Mais elles sont tout aussi intermittentes et elles s’épuisent rapidement vers l’aval, souvent même avant d’atteindre le niveau de base lacustre terminal. En revanche, issus des massifs les mieux alimentés, de véritables fleuves à écoulement pérenne (Amou-Daria, Syr-Daria, Tarim, Huang he) contrastent violemment avec l’aridité des paysages de plaine qu’ils traversent. Dans les déserts de montagne, c’est grâce aux pluies de relief et à la fonte des neiges et des glaciers que les bassins hydrographiques d’altitude sont mieux pourvus en eaux courantes. Les nappes aquifères, fractionnées par la tectonique et dispersées en de multiples compartiments, desservent de nombreuses sources, et l’évaporation est plus réduite. Mais, en dépit de précipitations globalement plus élevées, d’averses plus violentes et de crues aussi soudaines qu’irrégulières, l’endoréisme-aréisme y est la règle, à la fois orographique et climatique. Les réseaux de montagne sont aussi menacés ou dégradés qu’en plaine.

La désorganisation des réseaux hydrographiques

34Comme celle des lacs, l’extension des réseaux hydrographiques arides a connu dans le passé d’importantes variations. Des systèmes d’écoulement des eaux bien structurés et très actifs ont précédé ou ont alterné avec des réseaux déficients, disloqués, parfois même complètement abandonnés (tel le réseau de l’Azaouagh au sud du Hoggar). En fait, c’est à une dégradation quasi générale des réseaux que l’on assiste dans la plupart des déserts. Plusieurs traits caractéristiques expriment cette décadence.

35Tout d’abord une diminution globale de la surface active des bassins-versants. Un bassin-versant est à la fois un espace topographique concave limité par une ligne de partage des eaux, un impluvium réceptacle des précipitations locales et une surface de drainage alimentant un cours d’eau. Au désert, les bassins-versants actuellement fonctionnels, que Dubief (1953) appelle les bassins ruisselants, ceux où s’observe au moins de temps à autre un écoulement, sont sensiblement plus restreints que les bassins-versants originels. Ce qui reste, ce sont des bassins-versants démesurés par rapport à l’oued qui les draine.

36Deuxièmement une diminution corrélative du nombre des drains actifs. En montagne et sur les pentes fortes, les réseaux restent ramifiés. Quand les précipitations sont relativement abondantes (> 200 mm), les réseaux restent vifs. L’écoulement est temporaire, mais non inexistant. Les liens sont maintenus entre un drain principal de ruissellement concentré et ses affluents. Le drainage est encore organisé dans l’espace, quoique discontinu dans le temps. En plaine, beaucoup d’oueds ont perdu le contact avec l’axe principal et disparaissent avant de l’atteindre dans un chapelet de sebkhas ou de cônes d’épandage. Chacun d’eux évolue individuellement. Les réseaux, amputés de leurs branches les plus faibles et de plus en plus réduits à leur drain principal, fonctionnent en unités indépendantes ramenées à des chenaux uniques et isolés, de moins en moins nombreux et voués à la disparition totale. Cette désorganisation s’accomplit de l’aval vers l’amont, à partir du plus aride, en suivant la pénurie croissante des précipitations, la raréfaction des réserves souterraines et l’augmentation de l’évaporation.

37Enfin une dégradation des conditions hydrologiques aggrave la dislocation des réseaux. C’est ici qu’interviennent les circonstances particulières de la dynamique fluviale en milieu aride. Mal alimentés par des pluies dérisoires et intermittentes, tributaires d’un ruissellement diffus et éphémère sur les versants, la plupart des chenaux sont secs en temps normal et ne s’animent que par les crues. Se propageant depuis des régions relativement humides (marges péridésertiques ou hauts reliefs) vers des régions de plus en plus sèches, l’écoulement s’épuise vers l’aval par infiltration, évaporation et réduction du nombre d’affluents, davantage même quand l’homme s’avise de soutirer une partie, voire la totalité de l’eau pour son usage. L’appauvrissement conséquent du débit diminue d’autant sa capacité de transport. Contrairement aux rivières tempérées ou tropicales, dont le débit croissant de l’amont vers l’aval permet l’évacuation jusqu’à la mer d’une charge (débit solide) de plus en plus volumineuse, les rivières des régions arides sont amenées à abandonner la leur en cours de route, dans le talweg lui-même ou sur des champs d’épandage intérieurs. Parallèlement, sur les versants en pente douce, le ruissellement diffus inorganisé se répartit en nappes ou en multiples ruisseaux au cours bref et changeant. Chaque fois que le débit ou la pente du talweg diminue, la crue dépose tout ou partie de sa charge, surtout si le volume d’eau qui parvient là est faible (crues locales). Le chenal unique se divise en bras divergents ou en tresses. La crue s’étale (sheet flood), le talweg disparaît et le flot s’infiltre dans les porosités et les fissures des alluvions et du substrat. L’oued, envahi par sa propre charge, est incapable de poursuivre sa route en surface. Ces dépôts, ou bouchons alluviaux, sont particulièrement importants aux endroits les plus fréquemment atteints par les crues les plus fortes. Chacun d’eux tend à devenir le terminus habituel d’un type déterminé de crue, et le tracé des oueds dans les régions arides se compose ainsi d’un chapelet de plaines alluviales ou de cônes d’épandages en éventail très plats (alluvial fans), reliés les uns aux autres par des biefs linéaires, les plus éloignés n’étant atteints que par les crues exceptionnelles.

38Les causes de cette dégradation sont diverses. En premier lieu, les vicissitudes du climat. Dans tous les cas on parle d’assèchement, au moins depuis la fin du dernier maximum glaciaire (Petit-Maire, 2002), même si ce déclin n’est pas continu et si des épisodes secs et des épisodes plus humides (notamment pendant l’optimum climatique holocène) se sont succédé plusieurs fois dans la vie des déserts jusqu’à l’époque actuelle. Plus humide ne signifie d’ailleurs pas nécessairement très humide, car il suffit de peu, dans le total ou dans la répartition des précipitations, pour que se reconstitue une végétation plus dense et des réseaux hydrographiques mieux organisés. D’autres causes climatiques, plus locales, diversifient cette évolution. La discontinuité irrégulière de la pluie, dans le temps comme dans l’espace, rompt la solidarité des réseaux puisque ses effets sur les différents sites du bassin ne sont ni synchrones ni semblables. Entre des pluies très espacées et une évaporation permanente, le bilan est le plus souvent, mais inégalement, déficitaire. Les chutes de pluie utiles peuvent intervenir n’importe où, à n’importe quel moment, et déclencher une crue locale en un point quelconque d’un talweg qui sera ensuite tari pour des années. Tel cours d’eau ou secteur d’un cours d’eau peut ainsi apparaître plus ou moins dégradé qu’un autre, tel lac plus ou moins bien rempli, et telle ressource en eau plus ou moins assurée.

39L’influence du relief paraît aussi incontestable. En général, dans les zones accidentées, les réseaux de ravins sont très peu dégradés et souvent même encore fonctionnels. En revanche, les pentes faibles des piémonts et des plaines favorisent le ralentissement et la stagnation des eaux, donc les dépôts de charge et l’évaporation. Le talweg continu se scinde ainsi en une suite de sections aveugles alignées selon le tracé. On peut aussi rappeler le rôle de la fissuration tectonique et celui de l’hyperperméabilité des régions karstiques dans la réduction ou même la disparition des écoulements superficiels.

40Une autre conséquence notable de l’accumulation alluviale sur les plaines et les champs d’épandage est le rehaussement du niveau de base des drains les plus actifs par rapport à leurs voisins, ce qui favorise les captures par déversement (Joly et Margat, 1954 ; Joly, 1962) et la réorganisation conséquente des réseaux hydrographiques. On peut penser que certaines rivières endoréiques ont été raccordées à la mer de cette façon et sont devenues exoréiques, par exemple l’oued Dra au sud de Zagora dans le Sud marocain, ou le haut Niger au coude de Tombouctou.

41Un dernier facteur de dégradation des réseaux hydrographiques en milieu sec, qu’il ne faut pas trop minimiser, est l’invasion des talwegs et des épandages par les dunes dans les intervalles entre les crues. Le sable amené par l’oued et repris par le vent trouve là à se fixer grâce à une humidité plus grande et une végétation plus dense. Les dunes, barkhanes, nebkhas ou même petits ergs, ne résistent guère au flot des grandes crues (Joly, 1953), mais elles retardent l’écoulement, l’absorbent quelquefois, ou sont prises en charge dans le débit solide, ce qui force le courant à déposer une charge trop forte, préparant ainsi de nouveaux épandages et l’invasion de nouvelles dunes.

Conclusion

42La situation des eaux sauvages dans les milieux désertiques (tab. 1) découle plus ou moins directement de l’aridité, qui est la cause initiale, et de la discontinuité des événements, qui en est le corollaire. L’aridité se marque par une insuffisance de l’alimentation en eau due à une conjoncture météorologique défavorable. Les précipitations pluviales sont infimes (moins de 200 ou même 100 mm), mais partout les rosées matinales sont fréquentes ; la neige ne compte que dans les déserts à hivers froids, les glaciers dans les hautes montagnes, et les déserts brumeux sur les littoraux. Cette eau qui arrive au sol est sujette de surcroît à des pertes immédiates : forte évaporation (plus de 1 000 mm), stimulée par une atmosphère sèche, une végétation clairsemée ou absente et de longues périodes sans pluie ; forte infiltration, nuancée toutefois par les états de surface, la nature et la structure du substratum géologique, mais qui peut aller jusqu’à la constitution d’immenses réserves souterraines ; usage, enfin, qu’en peuvent faire les humains selon leurs projets et leurs moyens. L’eau qui reste disponible en surface ruisselle selon les pentes ou s’accumule dans les creux du relief en formant des plans d’eau temporaires ou des lacs permanents. Sur les pentes les plus faibles, sous un régime d’averses très localisées, très concentrées mais très espacées dans le temps, et sur une végétation très ouverte, le ruissellement est diffus, en chenaux linéaires ou en nappe. Sur les pentes plus fortes, ou en provenance de régions mieux arrosées, le ruissellement se concentre en chenaux parcourus par des crues d’origine locale ou lointaine, et plus ou moins organisés en réseaux hydrographiques, dont beaucoup hérités d’un passé plus humide. Mis à part les régions les plus sèches, aréiques, totalement privées d’écoulement, et les grands fleuves allogènes exoréiques qui débouchent sur la mer, tous ces réseaux s’organisent en unités fermées, ou endoréiques. Cet état de choses est avant tout d’ordre climatique : aréisme et endoréisme sont l’expression directe du climat sur l’hydrographie désertique.

43C’est parce qu’il n’y en a pas, ou si peu, ou qu’elle est si mal répartie, que l’eau est si importante dans le désert, même quand on ne la voit pas, qu’on la recherche ou qu’on en manque. Exceptionnelle à l’air libre, inexistante parfois pendant de longues périodes, c’est le plus souvent en profondeur qu’il faut aller la découvrir. Trouver l’eau, la recueillir, la transporter, l’économiser, la conserver sont, dans le désert plus qu’ailleurs, les problèmes-clés de la vie. Tantôt l’eau fait défaut parce que l’excès d’aridité entraîne une hydrologie déficiente et une pénurie des eaux sauvages, tantôt un système hydraulique insuffisant ne permet pas aux eaux domestiquées de subvenir aux besoins de la population. Le drame est que, dans toutes ces régions, le déséquilibre est permanent entre les ressources en eau disponibles, forcément limitées, et les exigences impérieuses de la consommation ordinaire.

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Bibliographie

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Annexe

Abridged English Version

Hydrological research is often made difficult in desert areas by the discontinuous character of hydrological processes in space and time, and also as a consequence of low population densities. Conditions such as moisture-depleted air masses, limited and irregular rainfall (less than 200 mm/year), high potential evaporation (more than 1000 mm/year) linked to high diurnal temperatures either during the summer or throughout the year, high wind frequency, are all unfavourable to hydrology. In many respects, it is less the quantity than the modalities of rainfall that matters when it reaches the soil surface. In deserts, the geomorphic impacts of rainfall mostly depend on rainstorm energy, on the conditions of the vegetation cover, and on the nature of bedrock. Depending on the geographic position of deserts, rainfall occurs during one or two distinct rainy seasons, but may also occur sporadically at any time during the year. Snow is not a significant factor other than in cold or temperate deserts, or in the high mountains of tropical areas. By contrast, dew constitutes a significant input of water to the soil, either at the end of the night in all deserts, or more systematically in coastal or mountain deserts. Therefore, precipitation volume on its own is not sufficient to appreciate the hydrological consequences of water flow on the land.

In deserts, saturation excess overland flow is always intermittent in time and limited in space. It may develop through a variety of processes depending on local climatic, topographic, edaphic and/or biological conditions. Overland flow may develop as unconfined sheet wash. Such a form of disorganized flow is a response to a series of criteria well represented in deserts : intense, yet few rain showers ; a thin, discontinuous and loose soil cover ; sparse and scattered vegetation. Overland flow becomes concentrated when waters, either generated locally or from further afield, are channelised. On subarid and semi-arid desert fringes, runoff is generally an intermittent process. In the arid zone, runoff is always intermittent, whereas in hyper-arid areas, it occurs randomly. Wadis typify the river of arid environments.

A varyingly large part of atmospheric water is absorbed by the soil and stored at depth. In deserts, such groundwater storage is valuable because it is more abundant than surface water, and above all more more reliable as a human resource. Unfortunately, it often lies beyond the reach of those who most need it. In deserts, the presence of stagnant water bodies results from a favourable combination of topographic, geological or geomorphological circumstances, together with poorly structured drainage networks. Climate controls rainfall abundance, evaporation and alternating regimes of humid and dry periods at all times scales. Direct rainfall inputs are complemented by diffuse runoff from hillslopes or floodwater in streams, springs and groundwater resurgences. Snow and ice may also be involved in some specific cases. Two major types of arid water bodies can be differentiated : short-lived, yet quite scattered water bodies such as ponds and “playas” : these have been historically useful to human societies ; and large, perennial lakes.

In the landscape, the imprint left by former drainage networks is distinctive, and ranges from isolated sedimentary bodies (e.g. lacustrine or alluvial material, cross-bedding) to ribbon-shaped vegetation patterns and channel beds. In mountain or piedmont areas, they are marked by well integrated valley systems. Apart from coastal streams and externally drained perennial rivers such as the Euphrates, Tigris, Nile, Colorado, Huang Ho etc., drainage is everywhere internal, either flowing towards closed depressions or being starved before reaching a marine base level. Climate exerts the primary control on desert hydrography, even though tectonic uplift may also be locally responsible for inhibiting drainage integration. In the same way as desert lakes, drainage networks have suffered important variations in their extent during the past. Periods of drainage integration often preceded or alternated with periods of deficient runoff, so that change in arid landscapes is often more profound than common perception suggests.

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Table des illustrations

Titre Tableau. 1 – Les eaux sauvages des régions arides.Table 1 – The wild waters of arid lands.
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Titre Fig. 1 – Localisation des déserts. Fig. 1 – Distribution of deserts.
Légende 1 : Sahara ; 2 : Arabie ; 3 : Iran-Afghanistan ; 4 : Thar ; 5 : Aralo-Caspien ; 6 : Taklamakan ; 7 : Gobi ; 8 : Colorado ; 9 : Atacama ; 10 : Namibie ; 11 : Madagascar ; 12 : Australie ; 13 : Nordeste ; 14 : désert aride ; 15 : désert hyperaride ; 16 : désert à hiver froid ; 17 : désert brumeux ; 18 : désert à pluies d’hiver.1 : Sahara ; 2 : Arabia ; 3 : Iran-Afghanistan ; 4 : Thar desert ; 5 : Aralo-Caspien ; 6 : Taklamakan ; 7 : Gobi ; 8 : Colorado ; 9 : Atacama ; 10 : Namibia ; 11 : Madagascar ; 12 : Australia ; 13 : Nordeste ; 14 : arid desert ; 15 : hyperarid desert ; 16 : desert with cold winter ; 17 : foggy desert ; 18 : desert with rainy winter.
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Titre Fig.2 – Ruissellement diffus. Ruissellement pluvial (mares, rigoles et nappes) après une grosse averse sur un glacis aride subdésertique du piémont sud du Haut Atlas marocain aux environs de Ouarzazate (7 mars 1996)(cliché Joly).Fig. 2 – Overland flow. Runoff in the form of pools, gullies and sheetwash after a heavy rainstorm on a pediment of the High Atlas piedmont in Morocco, near Ouarzazate (March 7, 1996 ; photo : Joly).
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Titre Fig. 3 – Ruissellement concentré. Une crue lointaine se propage dans le lit mineur, encadré par des berges, de l’oued Dra Fig. 3 – Channelled flow. Constrained by its banks, a flood progresses down the active channel of the Dra
Légende Région de Zagora, Sud marocain, 7 mars 1996 ; cliché Joly. Zagora area, South Morocco, March 7, 1996 ; photo : Joly.
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Titre Fig. 4 – Rivières, lacs et réserves souterraines. Principaux systèmes hydrologiques des déserts. Fig. 4 – Rivers, lakes and ground water storages. Main hydrologic systems of desert areas.
Légende 1 : Sahara septentrional ; 2 : Sahara oriental ; 3 : Arabie ; 4 : dépression aralo-caspienne ; 5 : Grand bassin d’Australie ; 6 : Nouveau Mexique ; 7 : Taoudenni ; 8 : Ras el Aïn ; 9 : sud-ouest de Madagascar ; 10 : lac Eyre ; 11 : rivières ; 12 : capture ; 13 : lacs, principales réserves souterraines ; 14 : régions subsidentes ; 15 : régions karstiques.1 : North Sahara ; 2 : East Sahara ; 3 : Arabia ; 4 : Aralo-caspian basin ; 5 : Great australian basin ; 6 : New Mexico ; 7 : Taoudenni ; 8 : Ras el Aïn ; 9 : Southwest of Madagascar ; 10 : lake Eyre ; 11 : rivers ; 12 : capture ; 13 : lakes, main ground water storage ; 14 : subsiding areas ; 15 : karstic areas.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/93/img-5.png
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Titre Fig. 5 - Guelta. Fig. 5 – “Guelta”.
Légende Mare résiduelle (pluies et suintements) nichée dans une fracture du socle schisteux métamorphique du Hoggar (Sahara) (cliché Joly).Residual pond (rainfall and seepage) nested in a crack of the schist bedrock in the Hoggar Massif (Sahara) (photo : Joly).
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Titre Fig. 6 - Daya. Fig. 6 – Daya.
Légende Dépression hydro-éolienne inondable sur la surface calcaire méso-cénozoique des hamadas sud atlasiques de l’Est algérien (Plateau des dayas). Végétation buissonnante et arborescente (Betoum = Pistacia atlantica) (cliché Joly).Hydro-aeolian depression subject to flooding on the calcareous Mesozoic to Cenozoic Hamada surface, South Atlas of eastern Algeria (Dayas Plateau). Scrub vegetation (“Betoum”, or Pistacia Atlantica) (Photo : Joly).
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Pour citer cet article

Référence électronique

Fernand Joly, « Les eaux sauvages des régions arides. Notions de base sur l’hydrologie des déserts », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 12 - n° 4 | 2006, mis en ligne le 01 janvier 2009, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/93 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.93

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