L’´ evapotranspiration

(b)

Figure1.6 – Pr´ecipitations journali`eres sur l’Ou´em´e sup´erieur (a) pour la d´ecennie d’observation AMMA-CATCH (2001–2010) ; (b) cumuls moyens de pr´ecipitations sur l’Ou´em´e sup´erieur pour la p´e-riode humide (1950–1969), pour la p´ep´e-riode s`eche (1970–1989) et pour la d´ecennie d’observa-tion AMMA-CATCH (2001–2010) ; la surface gris´ee repr´esente les cumuls minimaux et maxi-maux journaliers de pr´ecipitations sur l’Ou´em´e sup´erieur pour la d´ecennie d’observation AMMA-CATCH.

Principalement g´en´er´ees par les syst`emes convectifs organis´es, les pr´ecipitations pr´esentent une

forte variabilit´e spatio-temporelle. L’analyse de la variabilit´e spatiale des pr´ecipitations journali`eres

de l’Ou´em´e sup´erieur a ´et´e r´ealis´ee parVarado[2004] avec des outils g´eostatistiques. Sur la p´eriode

1997–2002, un variogramme exponentiel de port´ee 90 km a ´et´e cal´e grˆace aux stations pluviom´etriques

de l’observatoire AMMA-CATCH. Plus r´ecemment,Vischel et al. [2011] ont g´en´er´e des champs de

pluies au pas de temps de 5 minutes par interpolation lagrangienne. `A cette ´echelle temporelle, la

distance de d´ecorr´elation au sein de l’´ev´enement pluvieux est de l’ordre de 10 km (com. pers., G.

Quantin).

1.2.2. Les ´ecoulements en rivi`ere

Les ´ecoulements en rivi`ere de l’Ou´em´e sup´erieur sont intermittents avec un cycle annuel bien

marqu´e. L’Ou´em´e `a B´et´erou est `a sec de la mi-janvier `a la mi-mai (d´ebit moyen journalier inf´erieur

`

a 1 m

3

.s

-1

) et les plus hauts d´ebits sont atteints au mois de septembre. `A l’instar des pr´ecipitations,

les ´ecoulements en rivi`ere pr´esentent une forte variabilit´e inter-annuelle (figure 1.7). Le d´ebit de

l’Ou´em´e sup´erieur mesur´e `a B´et´erou repr´esente 12 % des pr´ecipitations du bassinsur la

p´eriode 1954–2002 [Le Lay, 2006].

1.2.3. L’´evapotranspiration

L’´evapotranspiration r´eelle (ETR) est la combinaison de l’´evaporation d’un sol nu ou d’une

sur-face d’eau libre et de la transpiration v´eg´etale. L’´evapotranspiration r´eelle r´esulte de facteurs li´es `a

l’atmosph`ere (rayonnement solaire, humidit´e et temp´erature de l’air, vitesse du vent), de facteurs li´es

Chapitre 1. Termes et processus du bilan hydrologique en climat soudanien

Figure 1.7 – Moyenne et enveloppe des quantiles 10 % et 90 % de la distribution des d´ebits journaliers `a B´et´erou sur la p´eriode AMMA-CATCH (2001–2010).

`

a la surface (alb´edo, ´emissivit´e, rugosit´e de surface), de facteurs li´es au sol (conductivit´e thermique,

propri´et´es hydrodynamiques, humidit´e) et de facteurs li´es `a la v´eg´etation (r´esistance stomatique,

pro-fondeur racinaire, indice de surface foliaire, en anglaisLeaf Area Index (LAI)). La complexit´e de cette

estimation qui ne peut ˆetre r´ealis´ee qu’`a l’´echelle locale, a conduit `a employer les notions d’´

evapo-transpiration potentielle et d’´evapotranspiration de r´ef´erence. L’´evapotranspiration potentielle (ETP)

correspond `a l’´evapotranspiration maximale d’un couvert v´eg´etal quelconque, maximal signifiant que

le couvert est bien aliment´e en eau et en phase active de croissance et donc que l’eau n’est pas un

facteur limitant de l’´evapotranspiration. L’´evapotranspiration de r´ef´erence (ET0) [Allenet al., 1998]

correspond `a l’´evapotranspiration d’une surface de r´ef´erence (gazon de 12 cm de haut, ayant un alb´edo

de 0,23 et une r´esistance de surface de 70 s.m

-1

) qui ne serait pas limit´ee en eau. L’ET0 caract´erise la

demande atmosph´erique en eau pour une surface homog`ene infinie. Elle peut ˆetre inf´erieure `a l’ETR

dans certains cas, notamment si la surface n’est pas homog`ene (advection). La modulation de l’ET0

par un coefficient cultural, qui prend en compte l’´etat de croissance de la v´eg´etation et un coefficient

de stress hydrique permet l’estimation de l’ETR.

L’´evapotranspiration r´eelle est mesur´ee sur deux sites de l’Ou´em´e sup´erieur ayant des couverts

v´eg´etaux diff´erents. Le site de Nalohou (sur le bassin versant de l’Ara) est principalement une zone de

cultures et jach`eres ; le site de B´el´efoungou est une zone de savane arbor´ee. Sur le site de Nalohou, une

tour de flux mesure l’´evapotranspiration r´eelle depuis 2006 par la m´ethode d’Eddy Covariance (EC).

`

A quelques centaines de m`etres, le flux de chaleur sensible est mesur´e par scintillom`etre infrarouge

(Large Aperture Scintillometer (LAS)). L’ETR (assimil´ee au flux de chaleur latente LE) peut ˆetre

d´eduit par bilan d’´energie `a la surface du sol :

Rn=H+LE+G (1.2)

avec Rn le rayonnement net, H le flux de chaleur sensible et G le flux de chaleur dans le sol.

d’estimation de l’´evapotranspiration et mesurent le flux ´evapotranspiratoire provenant de surface

ayant des superficies diff´erentes : la tour de flux mesure l’´evapotranspiration (LE) d’une surface

(footprint) qui d´epend de la vitesse et l’orientation du vent et dont la superficie caract´eristique est

proche de celle d’une parcelle (0,25 km

2

) alors que le scintillom`etre mesure le flux de chaleur sensible

(H) le long d’un trajet optique de 2,5 km de long et sa surface caract´eristique est inf´erieure `a 1 km

2

. Le

fluxLE est ensuite d´eduit par bilan d’´energie (´equation 1.2) `a partir des mesures compl´ementaires de

GetRn. Sur le site de savane arbor´ee de B´el´efoungou, l’´evapotranspiration r´eelle est mesur´ee par EC

depuis 2008. Pour ces deux sites, les stations m´et´eorologiques associ´ees aux tours de flux permettent

de calculer l’ET0. La figure 1.8 illustre l’ETR et l’ET0 mesur´ees localement sur les deux sites.

Figure^{1.8 – ´Evapotranspirations pour la p´eriode 2006–2009 sur deux sites de l’Ou´em´e sup´erieur ayant des}

couverts v´eg´etaux diff´erents : Nalohou (cultures) et B´el´efoungou (savane arbor´ee). L’´ evapo-transpiration de r´ef´erence ET0 est mesur´ee sur les deux sites. Sur le site de Nalohou, l’´ eva-potranspiration r´eelle ETR est mesur´ee par Eddy-Covariance (ETR-EC) et par scintillom´etrie infrarouge (ETR-LAS). Sur le site de B´el´efoungou, l’´evapotranspiration r´eelle est mesur´ee par Eddy-Covariance. Les mesures d’´evapotranspiration `a B´el´efoungou ont d´ebut´e en 2008.

Mamadou et al. [2014] ont ´etudi´e le bilan d’´energie `a la surface du sol par la m´ethode

d’Eddy-Covariance sur le site de Nalohou pour 4 p´eriodes de l’ann´ee 2008 : une p´eriode en saison s`eche

(P1, 18 janvier–1

er

f´evrier), une p´eriode en saison humide (P3, 7 juillet–21 juillet) et deux p´eriodes

de transition, respectivement entre la saison s`eche et la saison humide (P2, 26 f´evrier–11 mars) et

entre la saison humide et la saison s`eche (P4, 24 octobre–7 novembre). Le flux de chaleur latente est

tr`es faible en p´eriode s`eche et en p´eriodes de transition et fort en p´eriode humide avec une valeur

journali`ere moyenne de 7 W.m

-2

(´equivalent

¹

`a 0,25 mm.jr

-1

) pour P1, 10 W.m

-2

(0,35 mm.jr

-1

) pour

P2, 115 W.m

-2

(4,0 mm.jr

-1

) pour P3 et 54 W.m

-2

(1,9 mm.jr

-1

) pour P4. Le bilan d’´energie `a la surface

est ferm´e `a 84 %. La comparaison du cycle journalier moyen du flux de chaleur latente `a Nalohou

et `a B´el´efoungou en p´eriode humide (juillet 2008) montre que l’´evapotranspiration du couvert de

savane arbor´ee est plus faible que celui de cultures en d´ebut de journ´ee mais elle atteint des valeurs

plus importantes au cours de la journ´ee. L’´evapotranspiration est comparable pour les deux couverts

en fin de journ´ee et durant la nuit, pendant laquelle l’´evapotranspiration est pratiquement nulle

[_Mamadou, 2009].

1. Pour plus de clart´e, nous convertissons les flux ´energ´etiques (W.m-2) en flux hydriques (mm.jr-1) en consid´erant la chaleur latente de vaporisation de l’eauL´egale `a 2460 kJ.kg-1`a 20°C.

Chapitre 1. Termes et processus du bilan hydrologique en climat soudanien

Utilisant la scintillom´etrie infrarouge sur le bassin de l’Ara, _Guyot et al. [2009] analysent l’´

eva-potranspiration d’un couvert h´et´erog`ene compos´e de cultures, jach`eres, savane arbustive et savane

arbor´ee. L’attention est port´ee sur la p´eriode du 1

er

f´evrier au 26 avril 2006 qui comporte deux ´ev´

e-nements isol´es de pr´ecipitations. L’´evapotranspiration r´eelle moyenne est estim´ee `a 1,5 mm.jr

-1

sur la

p´eriode avec une sensibilit´e aux ´ev´enements pr´ecipitants. En saison s`eche, l’´evapotranspiration

mesu-r´ee par scintillom´etrie infrarouge est non nulle. L’incertitude d’estimation du flux de chaleur latente

(´evapotranspiration) d´epend de la saison (30 % en p´eriode humide, 100 % en p´eriode s`eche et 40 %

en p´eriodes de transition) [_Guyot et al., 2012]._Guyot [2010] estime avec la mˆeme instrumentation

le flux de chaleur latente moyen horaire `a 100 W.m

-2

(3,5 mm.jr

-1

) pour les p´eriodes de conditions

humides contre 20 W.m

-2

(0,70 mm.jr

-1

) pour les p´eriodes de conditions s`eches de l’ann´ee 2008.Grˆace

`

a un bilan hydrologique r´ealis´e sur le bassin versant de l’Ara, l’´evapotranspiration r´eelle

est estim´ee `a 83 ± 10 % des pr´ecipitations annuelles de l’ann´ee 2008, malgr´e une grande

incertitude sur le calcul du bilan hydrologique.

`

A partir d’une analyse des d´ebits en rivi`ere et des niveaux pi´ezom´etriques de la nappe phr´eatique,

S´eguiset al. [2011b] estiment par un calcul du bilan hydrologique quel’´evapotranspiration r´eelle

du bassin versant de la Donga repr´esente en moyenne 85 % des pr´ecipitations annuelles

pour les ann´ees 2002, 2004, 2005 et 2006.

`

A l’´echelle du bassin versant de l’Ou´em´e sup´erieur, il n’existe pas de mesures de l’ETR. L’ET0

est alors estim´ee pour les besoins de mod´elisation._Varado[2004] a calcul´e l’ET0 pour 4 stations du

bassin (Parakou, Djougou, Savannah et Mont-De-Gaule). La comparaison des ET0 journali`eres en

2002 montre une faible corr´elation entre stations due `a la variabilit´e spatio-temporelle des variables

atmosph´eriques qui conditionnent le calcul de l’ET0. Par contre, le cycle saisonnier de l’ET0 de ces

4 stations (bas´e sur les valeurs mensuelles) montre une corr´elation marqu´ee (coefficient de d´

etermi-nation entre 0,72 et 0,93). Grˆace `a des mesures `a la station de Djougou pour les ann´ees 2002, 2003

et 2004, _Kamagat´e [2006] conclut que l’ET0 pr´esente une faible variabilit´e inter-annuelle. Cette

faible variabilit´e inter-annuelle de l’ET0 est aussi constat´ee sur le site de Nalohou (figure 1.8). Sur

une plus longue p´eriode (1965–2006) `a Parakou, _Roko [2007] montre une augmentation de l’ET0

d’environ 0,4 mm.jr

-1

r´epartie tout au long de l’ann´ee. Cette augmentation est due principalement

`

a l’augmentation de la temp´erature maximum (+1,7°C en 40 ans) et `a la modification de la dur´ee

d’insolation.

Dans le document Analyse du cycle hydrologique en climat soudanien au Bénin (Page 30-33)