CHAPITRE II : ANALYSE DES FLUX SEDIMENTAIRES
Carte 4 : hydrographie et sous bassin versant de l’Ouémé. (Adjiboicha M, 2010)
PARTIE II : SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE ET
DEMARCHE METHODOLOGIQUE
CHAPITRE I : SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE.
I. QUELQUES CONCEPTS
I.1- Concept de l’activité hydro – sédimentaire.
Dans des conditions naturelles, les cours d’eaux tentent à établir une combinaison « dynamiquement stable » entre ses variables de contrôles (c’est-à-dire celles qui s’imposent au cours d’eaux et contrôlent son évolution physique) et ses variables de réponse qui permettent à la rivière de s’ajuster aux mutations des variables de contrôle. (Schumm, 1977 ; Bravard et Petit, 2000 ; Malavoi et Bravard, 2010).
Lane 1955, montre à travers ses recherches que toute rivière cherche son équilibre entre la charge alluviale imposée (débits solide et granulométrie et le débit liquide qui couplé à la pente fournit l’énergie capable de l’évacuer et que la dynamique fluviale peut donc être présentée comme l’oscillation permanente de l’aiguille d’une balance dont l’un des plateaux serait rempli de sédiments grossiers (variable Qs), et l’autre d’eau (variable Q). Les quantités respectives et les rapports de ces deux éléments étant extrêmement fluctuants (à l’échelle de la journée, de l’année, du millier d’années). Il s’ensuit un ajustement permanent de la morphologie du cours d’eau, autour de conditions moyennes par le biais des processus d’érosion-dépôt.
Figure 6 : balance de Lane, 1955. Figure 7 : les deux principales variables de contrôle de la dynamique fluviale.
L’érosion accrue dans les cours d’eau, qui est souvent observée lorsqu’un bassin versant s’urbanise, est importante à contrôler et à contrer puisqu’elle a souvent un impact non négligeable sur les lits du cours d'eau. Lorsque des débits plus importants se rejettent sans contrôle avec de plus grandes vitesses dans les cours d’eau, les cours d’eau verront typiquement leur forme et leurs dimensions se modifier pour tenter de s’adapter aux nouvelles conditions d’écoulement qui leur sont alors imposées. Les processus par lesquels la morphologie de ces cours d’eau se modifie sont l’érosion et la sédimentation.
Selon Cros-Cayot, 1996, l'érosion des sols se développe lorsque les eaux de pluie, ne pouvant plus s'infiltrer dans le sol, ruissellent sur la parcelle en emportant les particules de terre.
En effet plusieurs auteurs se sont penchés sur la problématique du processus. Nous pouvons citer (Wishemeïr et al, 1978) qui, à travers leur recherche ont prouvé que les processus érosifs dépendent d’une multitude de facteurs interagissant entre eux et sont complexe à modéliser. Ces facteurs regroupent le sol, l’occupation du sol, la topographie et le climat. Selon (FEM et FIDA, 2002), l’érosion hydrique est la principale forme de dégradation dans les zones subhumides.
Les études effectuées par (Shabban et al, 1998) ont montré que la vulnérabilité au changement climatique dans la région méditerranéenne indique une tendance à un accroissement à l’aridité qui accélère l’érosion hydrique, mais il existe d’autre type d’érosion comme l’érosion aratoire et l’érosion éolienne. Ce dernier a pour agent principal « le vent » ; il prend de l’importance en Afrique de l’ouest dans les zones tropicales sèches (Moktari E., 2009). En 1990 ; la FAO affirme dans son rapport que l’érosion des sols par la pluie et le ruissellement est un phénomène largement répandu dans les différents pays de l’Afrique. Il continue à prendre des proportions considérables en particulier sur les pentes à cause de la torrentialité des pluies, de la forte vulnérabilité des
terrains (roches tendre ; sols fragiles ; pentes raides et couvert végétal souvent dégradé). L’élément déclencheur de ce type d’érosion est la pluie, qui provoque le détachement des particules élémentaires du sol. Le volume et l'intensité des précipitations jouent tous deux un rôle important dans les processus d'érosion par suite de leur effet dans la dynamique du détachement des particules des sols sans protection et du maintien en mouvement des particules par l'écoulement.
La pluie est essentiellement à l'origine de l'érosion par son impact sur les particules de sols qu'elle détache ainsi des matériaux de surface. Il s'ensuit par conséquent que l'intensité de la pluie est un facteur clé pour déterminer la quantité de sédiments arrachés au sol. Les particules de sol sont délogées par le choc des gouttes de pluie à la surface du sol avec des vitesses atteignant 9 m/s.
Meyer et al. 1975 affirment qu’une fois la particule détachée, elle est mise en mouvement par le rejaillissement de la goutte de pluie sur la surface du sol et entraînée par l’écoulement le long de la pente.
Selon (Mutcher et Young, 1979), l’impact des gouttes de pluies fournit une intense force hydrodynamique au point d’impact. Quelques années plus tard (Bouanani, 2004) à travers son étude, conclut qu’on assiste au développement quasi simultané de trois processus : la désagrégation de la structure, la formation d’une pellicule de battance et l’érosion par « splash » ou érosion de rejaillissement. Le ruissellement commence dès que l’intensité de la pluie devient supérieure à la vitesse d’infiltration du sol. Son importance dépend en particulier des facteurs suivants : la nature du sol, l’infiltration, la détention superficielle et rugosité du sol, la pente et longueur de pente, le couvert végétal. Le ruissellement ne débute qu’après un cumul pluviométrique journalier de 18 à 20 mm (Laouina, 1998) sur sol sec même si les pluies sont intenses ou après un cumul de 4 mm sur sol humide et compact (Chebbani, et al. 1997). Mais ce sont les épisodes pluvieux durables avec des événements de forte intensité répétitifs qui
occasionnent la dégradation la plus forte, avec en particulier le passage du ruissellement en nappe au ruissellement en griffes et rigoles (Bouanani, 2004).
Le transport solide dans un cours d'eau constitue la seconde phase de l'érosion. La dynamique des matériaux arrachés au sol et transportés par le réseau d'écoulement dépend essentiellement de la vitesse d'écoulement et de la granulométrie. En tout point d'une rivière, l'alimentation en débit solide est définie par les caractéristiques hydrologiques de son bassin versant. L'eau met en jeu deux types de mécanisme : le charriage et la suspension qui sont les principaux types de transport solide.
Le transport par charriage est l'un des principaux types de transport solide dans un cours d'eau, il concerne les plus gros matériaux qui contribuent à la formation et l'équilibre du lit, principalement la pente. Ces éléments sont
Sur le lit des matériaux sans cohésion, les grains isolés sont soumis aux forces de pesanteur et aux forces hydrauliques.
Les forces de pesanteur sont des forces stabilisatrices;
Les forces hydrauliques sont des forces déstabilisatrices dues à l'écoulement (traînée et portance).
La grandeur physique explicative de ce mode de transport (charriage) est la contrainte hydrodynamique critique "
τ
c". Les grains constituants l'interface solide – liquide, ayant un poids et un coefficient de frottement fini, ne peuvent être mis en mouvement par l'action du fluide que si la contrainte sur le fond " τ"τ
traduit donc par un transport de fond dans le sens de l’écoulement. La contrainte sur le fond de la rivière est exprimée par :
𝝉𝒄 = 𝝆𝒈. 𝑹𝒉. 𝑱 ( 1) J : Perte de charge régulière de l'écoulement, 𝑅ℎ : Rayon hydraulique.
Figure 8 : Représentation schématique d’une section d’écoulement. (Alain Recking, 2008).
Le transport par suspension est le deuxième type de transport solide dans un cours d'eau. Il concerne les éléments fins qui progressent dans le sens du courant au sein même du liquide. Ces éléments fins sont maintenus en suspension par la turbulence et la quantité de ces matériaux dépend essentiellement des éléments fins, qui proviennent de l'érosion du bassin, suite au ruissellement des eaux de pluie.
Figure 9 : Exemple de transport solide en suspension.
La vitesse du courant s'accroît dans le cours d'eau au fur et à mesure que l’intensité s’accroit jusqu'au stade où les particules en saltation atteignent une hauteur au-dessus du fond où les forces extensionnelles fluctuantes dues à la turbulence dépassent le poids des particules. A partir de ce moment, les particules ne suivent plus une trajectoire définie, mais elles suivent des trajectoires aléatoires dans l'épaisseur du fluide.
W.Kresser, de par ses recherches prouve par la mise au point d’une formule qu’il existe un critère d'apparition des phénomènes de suspension et permet de définir la vitesse d’écoulement du liquide qui exerce une poussée sur les grains de diamètre "D".
𝑼𝟐 = 𝟑𝟔𝟎. 𝒈. 𝑫 (2)
En posant 𝑈 = 𝐶√ℎ𝐽 ; il en ressort que :
𝝉 = 𝟑𝟔𝟎 (𝜸𝒈
𝑪𝟐) 𝑫 ( 3)
Avec
τ
: Tension tangentielle de l'écoulement; g : Poids volumique du liquide;C : Coefficient de Chézy; h : Hauteur du liquide; J : Perte de charge régulière.
C’est la vitesse qui permet la mise en suspension des grains quartzeux de 0,2 à 0,85 millimètres de diamètre dans des écoulements naturels de rivières.
Mais Selon Roose (1987), la présence d’élément solide en suspension dans un cours d’eau est due à la turbulence de l’écoulement. Les particules solides subissent l’action des composantes transversales des vitesses de turbulence qui s’opposent à la pesanteur pour maintenir les particules en suspension.
( 𝒗 = 𝒗̅ + 𝒗′) (4)
I.2- système fluvial
Le système fluvial est un concept géomorphologique apparu au début des années 1960 (Hack, 1960 ; Chorley, 1962) qui formalise les interrelations entre le cours d’eau et son bassin-versant.
Ce système se définit comme l’arrangement significatif d’entités morphologiques que sont les pentes, les lits et les plaines d’inondation au sein d’un bassin-versant (Schumm, 1977). Il se caractérise par des flux entrants et sortants que sont l’eau, les sédiments, mais aussi les flux de matières organiques et les solutés (Bravard et Petit, 2000). Ce système possède donc une dimension principalement longitudinale (amont-aval) dictée par le système de pentes, qui formalise un découpage en trois secteurs :
Une zone de production, constituée par les secteurs de plus fortes pentes (têtes de bassins versants). Elle est marquée par l’importance des processus d’érosion. Les sédiments sont progressivement évacués par le réseau hydrographique, principalement composé de cours d’eau (Strahler, 1957).
Une zone de transfert marquée par une pente décroissante. Sa fonction est d’assurer les transferts de sédiments vers l’aval.
Une zone de dépôt (ou de stockage) caractérisée par les plus faibles valeurs de pente. L’énergie disponible pour le transport des sédiments est aussi plus réduite, entraînant un dépôt des particules. Cette zone est donc dominée par les formes d’accumulation sédimentaire.
La dimension globale et majoritairement longitudinale du concept de système fluvial est complétée par le concept d’hydrosystème. Celui-ci appréhende les échanges de matières et d’énergie à l’échelle d’un tronçon de cours d’eau géomorphologiquement homogène, entre les différentes unités fonctionnelles qui le composent (Amoros et Petts, 1993). Cette approche insiste ainsi sur la bidirectionnalité des flux et permet de détailler la dimension multivariée de la mosaïque fluviale (Liébault, 2003).
L’hydrosystème constitue un sous-ensemble complémentaire du système fluvial, comprenant quatre dimensions : trois dimensions spatiales (longitudinale, transversale et verticale) et une dimension temporelle capitale. Il permet notamment de mettre l’accent non seulement sur les échanges latéraux entre les différentes unités de la plaine alluviale et la bande active des cours d’eau, mais aussi sur les échanges verticaux entre le chenal et les nappes sous-jacentes.
Figure 10 : Représentation du système fluvial et de l’Hydrosystème.
L’état de fonctionnement moyen d’un tronçon de cours d’eau peut-être caractérisé par un débit liquide par unité de largeur q, un débit solide Qs, une pente J et un diamètre caractéristique de sédiment D. Si un de ces paramètres est modifié durablement (comme par exemple lors de la création de digues), la simple utilisation de la balance de Lane permet de prévoir, et ce en dehors de tout calcul dans quel sens évoluera le système. Son style fluvial peut donc varier dans l’espace mais aussi dans le temps en fonction des modifications de Q et Qs.
Figure 11 : les modifications du style fluvial au cours du temps d’après (Sear, 1996)
Le principe de modélisation des paramètres du transport solide est régi par la somme de deux lois fondamentales qui sont : la loi de frottement et la loi de transport dont la somme donne la loi unique qui gouverne le transport solide dans une rivière.
Figure 12 : schématisation des étapes de calcul du transport solide.
I.3- Transport des sédiments.
Le transport solide se fait en deux modes, suspension et charriage. Dans le souci de mieux quantifier ce transport, plusieurs formules ont été proposées que certaines soient à utiliser avec précaution vu que les conditions de leur élaboration et conditions d’application sont différentes.
Du Boys (1879) a été l'un des pionniers de cette recherche sur le charriage.
Ce n'est que vers 1930 que cette recherche s'intensifie avec Meyer- Peter, Einstein
Ils ont basé leurs travaux sur l'équilibre d'une particule au sein d'un liquide en mouvement en régime fluvial, pour un canal de forme régulière.
Mais ces études ne peuvent pas s'appliquer directement à des transports de particules non homogènes pour des formes de lits de cours d’eau non régulières.
Einstein, 1930 a dressé une liste de caractéristiques qui y sont généralement associées:
Il y a échange de particules, permanent et intense entre la charge du fond en mouvement et le lit.
La charge du fond se déplace lentement vers l'aval et le mouvement de chaque particule, individuellement, se fait à coups rapides séparés par des intervalles de repos relativement longs.
Le saut moyen d'une particule est à peu près indépendant des conditions d'écoulement, de l'intensité du transport solide et de la composition des sédiments.
Les vitesses de déplacement des différentes particules varient selon qu'elles se déplacent plus ou moins souvent.
Alain Recking, 2008 a porté ses études sur l’évaluation des formules de transport solide en rivière, à travers son étude il ressort de son travail que le transport solide en rivière est très fluctuant et la qualité d’un échantillonnage sera étroitement dépendante de la durée sur laquelle ce dernier est intégré et que l’utilisation de ces formules est limitée. Tous ces auteurs se sont basés sur la loi unique. Le phénomène du transport solide est un phénomène aléatoire.
Milliman et Meade, 1983, d’après ses travaux de recherches sur le transport solide affirme que la quantité totale des sédiments évacués en suspension correspond à un transport spécifique de 152 tonnes / km2. Cependant la distribution est très variable d’un point à l’autre.
Les études scientifiques sur l’érosion n’ont commencé qu’au début du 20ième siècle. Ellison, 1944 découvre que l’énergie cinétique développée par la chute des gouttes de pluie est à l’origine de la dégradation de la surface du sol, et qu’après la saturation du sol, le ruissellement causé par le surplus des gouttes d’eau érode les terres cultivées (effet splash). Plus tard Hudson, 1957 et Fournier, 1960 s’intéressent aux méthodes de quantification du ruissellement et de l’érosion en Afrique.
II- LES TRAVAUX ANTERIEURS DANS LE BASSIN.
Le bassin de l’Ouémé a fait l’objet de plusieurs travaux de recherches, depuis que l’observation et l’étude du fleuve et son delta ont commencé (1951).
Les toutes premières études ont été réalisées par ORSTOM, 1963 sur la qualité des eaux et débits solides. Vers les sources de l’Ouémé, la tendance tropicale à deux saisons s’affirme, les pluies se répartissent de mai à octobre et la saison sèche, plus longue de novembre à mai (Adam et boko, 1993). Selon (Vincke et Philippart, 1984), les températures sont plus élevées avec des minima en août et des maxima en mars. Les écarts de températures sont fort élevés. A Kandi les températures moyennes varient de 10°C à 45°C. Le climat et les précipitations sont les principaux facteurs qui influencent l'hydrologie de l'Ouémé. Son régime, de type tropical (Adam et Boko, 1993), se caractérise par une seule période de basses eaux, qui dure en général sept mois, de décembre à juin, et par une seule période de crue, de trois à quatre mois environ. La crue commence habituellement vers fin juillet et finit avant novembre (Lalèyè et al., 2004). Le débit de l’Ouémé pendant les périodes de grandes crues peut dépasser 2000 m3. s-1 (Lang et Paradis, 1977) et il déplace chaque année 5,2 milliards de m3 d’eau. Dans la région d’Adjohoun, il roule en période de crue un débit de 950 m3. s-1. En période de basses eaux, ce débit est réduit à environ 10 m3s-1 (Balarin, 1984).
Les études liées au transport des sédiments ne font pas encore l’objet de grandes études, mais nous pouvons citer les études de modélisation du bilan
hydrologique réalisée dans le bassin de l’Ouémé à l’exutoire de Savè menée par (Ahouansou M. en 2008), qui a permis d’estimer le transport des particules arrachées par le modèle agro hydrologique SWAT ( Soil and Water Assessment Tool),depuis plus d’un an la direction Générale de l’eau chargée du suivi et de la gestion des plans d’eaux a entrepris de réaliser la bathymétrie du fleuve qui permettra des années à venir de suivre le fond du cours d’eau.
III- PROBLEMATIQUE DU SUJET
Les enjeux du développement impliquent la conservation des terres cultivables, une bonne gestion des ressources en eaux et l’aménagement des plans d’eaux.
Le Bénin, comme la plupart des pays de l’Afrique de l’ouest est sujet à une variabilité pluviométrique de plus en plus marquée par la rareté des pluies et la perturbation des saisons pluviales. Cette variabilité se manifeste donc par une tendance générale à la baisse de totaux pluviométriques annuels et la survenance des années pluviométriques extrêmement sèches ou pluvieuses (Ogouwalé, 2004).
Selon les données de l’ASECNA (2006), il se révèle la survenance des années excédentaires extrêmes sur toute l’étendue du territoire national. Au cours de ces années, la hauteur pluviométrique annuelle tend à doubler de valeur moyenne notamment dans les stations du sud.
Il en résulte des inondations subites qui emportent sur leur passage les champs, des habitations, des infrastructures sociocommunautaires faisant ainsi de nombreux réfugiés climatiques sans oublier les crises alimentaires et l’apparition des maladies hydriques invalidantes et meurtrières. Les localités situées dans les plaines d’inondation des cours et plans d’eau. Pallier le problème d’inondation implique une bonne connaissance des paramètres hydrologique et hydro morphologique.
Il est à noter aussi que depuis l’interdiction d’usage du sable marin au Benin , le fleuve Ouémé est devenu l’une des carrières d’extraction du sable fluvial, ce prélèvement sans aucune norme perturbe d’une manière ou d’une autre la dynamique fluviale alors que le système fluvial obéit au principe d’équilibre dynamique en apportant des terre (transport solide) de compensation en cas de déficit, ce qui cause donc la disparition des terres cultivable et l’apparition des zones inondées.
Notre étude portant sur l’étude de l’activité hydrosédimentaire vise à renchérir les connaissances sur l’équilibre hydrodynamique du système fluvial et sur les mécanismes qui engendrent la disparition des terres (érosion) et l’inondation.
Objectif général du travail
Globalement, la présente étude vise à contribuer à la maitrise du phénomène hydro-sédimentaire dans le bassin.
Objectifs spécifiques
- Faire une analyse des paramètres hydrologiques (précipitation et écoulement) qui interviennent dans le processus érosion – dépôt.
- Quantifier et analyser le transport solide dans le fleuve par la mise au point d’un modèle.
CHAPITRE II : DEMARCHE METHODOLOGIQUE
I. COLLECTE ET TRAITEMENT DES DONNEES
Pour l’étude de l’activité hydro – sédimentaire dans le bassin de l’Ouémé, nous avions limité notre étude à la station hydrométrique de Bonou afin d’étudier le comportement des flux sédimentaire qui transitent à travers cette station par la mise en place d’un modèle. Pour ce faire, les données relatives aux débits liquides ont été collectées sur une période de 1965 -2010 auprès de la direction Générale de l’eau (DG-Eau)
Nous nous sommes intéressées aussi à la variation pluviométrique autour de cette station hydrométrique en collectant les données pluviométriques des stations les plus proches de la station auprès du service météorologique de l’ASECNA-BENIN.
Tableau 1 : Caractéristiques des stations de mesure pluviométrique.
Station Coordonnées géoréférencées Coordonnées Lambert Période d’observation
Lat,N Long,E X(km) Y(km)
Bonou 06°56’ 02°30’ 622.872 -3 930.294
1971 - 2010
Zangnanado 07°15’ 02°20’ 599.455 -3885.872
Pobè 06°56’ 02°40’ 646.292 -3930.217
Bohicon 07°10’ 02°01’ 555.095 -3897.458
Tableau 2 : Caractéristiques de la station hydrométrique de Bonou.
Bassin Station Code Latitude Longitude Alt Zéro échelle
Superficie
Km² Période
Ouémé Bonou 1114500107 06°54’35’’ 02°26’59’’ 0,67 m IGN 46 990 1965-2010
I.1- Contrôle et Validité des séries pluviométrique et hydrométrique.
La constitution d'une série de valeurs, constituant un échantillon au sens
La constitution d'une série de valeurs, constituant un échantillon au sens