Analyse du cycle hydrologique en climat soudanien au Bénin

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Analyse du cycle hydrologique en climat soudanien au Bénin

Aloïs Richard

To cite this version:

Aloïs Richard. Analyse du cycle hydrologique en climat soudanien au Bénin : Vers une modélisa-

tion couplée des processus latéraux et verticaux. Interfaces continentales, environnement. Université

Grenoble Alpes, 2014. Français. �tel-01376899�

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DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ DE GRENOBLE

Spécialité : Océan Atmosphère et Hydrologie

Arrêté ministériel : 7 août 2006

Présentée par

Aloïs RICHARD

Thèse dirigée par Marc DESCLOITRES et codirigée par Sylvie GALLE

préparée au sein du Laboratoire d’étude des Transferts en Hydrologie et Environnement (LTHE, UMR 5564, CNRS - Grenoble INP - IRD - UJF) dans l’Ecole Doctorale Terre Univers Environnement

Analyse du cycle hydrologique en climat soudanien au Bénin Vers une modélisation couplée

des processus latéraux et verticaux

Thèse soutenue publiquement le 7 février 2014, devant le jury composé de :

M. Éric BARTHÉLÉMY

Prof., G-INP, LEGI (Grenoble), Président

Mme Agnès DUCHARNE

DR, CNRS, Sisyphe (Paris), Rapporteur

M. Philippe MÉROT

DR, INRA, SAS (Rennes), Rapporteur

Mme Isabelle BRAUD

DR, IRSTEA, HHLY (Lyon), Examinateur

M. Marc DESCLOITRES

IR, IRD, LTHE (Cotonou), Directeur de thèse

Mme Sylvie GALLE

CR, IRD, LTHE (Grenoble), Co-Directeur de thèse

Remerciements

Une th` ese est une aventure scientifique, certes, mais elle est ´ evidemment, et peut-ˆ etre d’abord, une aventure humaine. Je tiens ` a remercier ici toutes les personnes, qui, de pr` es ou de loin, m’ont aid´ e ` a mener ` a bien ce projet de recherche.

Mes premiers remerciements vont ` a mes directeurs de th` ese. Je remercie sinc` erement Marc Des- cloitres pour son investissement dans ce travail, malgr´ e la distance qu’impose l’expatriation. Ce fut un v´ eritable plaisir de sillonner ensemble l’Ou´ em´ e sup´ erieur, guid´ es avec passion par la volont´ e de comprendre les chemins de l’eau. Ses connaissances d’hydrog´ eologue ont permis des ´ echanges riches et des ´ eclairages compl´ ementaires sur un mˆ eme objet d’´ etude. Je tiens aussi ` a le remercier pour la confiance et l’autonomie qu’il m’a accord´ ees. Je tiens ` a remercier Sylvie Galle pour toutes les connaissances en hydrologie qu’elle a pu me transmettre depuis quatre ann´ ees d´ ej` a, que ce soit sur l’hydrologie ouest-africaine ou sur la mesure en hydrologie. Je lui suis reconnaissant pour sa dispo- nibilit´ e quotidienne, sans faille, et pour les critiques pertinentes qu’elle a pu formuler, critiques qui m’ont permis d’approfondir de nombreux points de mon travail.

J’adresse de sinc` eres remerciements aux membres du jury. Aux rapporteurs de ce travail, Agn` es Ducharne et Philippe M´ erot, qui ont accept´ e d’´ evaluer mon manuscrit et l’ont examin´ e avec pr´ ecision.

Leurs regards ext´ erieurs et leurs commentaires d’experts m’ont ´ et´ e pr´ ecieux. Aux examinateurs de mon travail, Isabelle Braud et ´ Eric Barth´ el´ emy, qui m’ont enrichi par leurs interrogations et leurs suggestions pertinentes.

Bien que certaines personnes n’apparaissent pas sur la premi` ere page de ce manuscrit, ce travail de th` ese serait sans doute bien diff´ erent sans leur contribution. Tout d’abord, je remercie grandement Christophe Peugeot pour m’avoir accueilli durant une ann´ ee en 2007 sur l’observatoire au B´ enin ; pour m’avoir transmis ses connaissances en hydrologie et pour les nombreuses discussions que nous avons pu avoir. Je remercie particuli` erement Jean-Pierre Vandervaere pour ses ´ eclairages p´ edagogiques sur les myst` eres de la physique du sol, son pragmatisme sur le terrain et pour les quelques notes de jazz partag´ ees sur les routes b´ eninoises. Ce travail doit beaucoup ` a Isabella Zin. Je la remercie pour son approche subtile des concepts de TopMODEL, son pr´ ecieux investissement dans le mod` ele nTopAMMA et son regard aiguis´ e sur mes modifications de lignes de code.

Je tiens ` a remercier les membres du LTHE, laboratoire dans lequel j’ai pr´ epar´ e cette th` ese. Tout d’abord Thierry Lebel, son directeur, qui m’a accueilli sur l’observatoire AMMA-CATCH avant de m’accueillir dans son laboratoire pour une th` ese. Je lui suis reconnaissant pour son attention et sa disponibilit´ e ` a mon ´ egard. Ensuite, je tiens ` a remercier les personnes avec qui j’ai ´ echang´ e sur mon sujet, que ce soit au caf´ e, sur le seuil d’une porte tard le soir, ou de mani` ere plus formelle. Je pense en particulier ` a Jean-Martial Cohard, Th´ eo Vishel, Luc Descroix, Thierry Pellarin, Jean-Michel Vouillamoz, C´ edric Legout, Charles Obled, Jean-Dominique Creutin et Michel Vauclin.

Ce travail de th` ese m’a amen´ e au B´ enin. Les mesures de terrain ont fait l’objet d’une collaboration

avec l’´ equipe b´ eninoise du LHME. Je tiens ` a remercier le professeur Euloge Agbossou, le docteur

Mathieu Hounsou et l’ing´ enieur Junias Lokonon pour l’accueil qu’ils m’ont r´ eserv´ e tant sur le plan

professionnel qu’humain, leur int´ erˆ et pour mes travaux et l’´ energie qu’ils ont d´ eploy´ ee pour rendre

cette collaboration vivante.

m’accueillir afin que je me sente bien ` a Cotonou. Simon Afouda et Th´ eo Ouani ont pass´ e des heures sur le terrain depuis plus d’une d´ ecennie ` a installer des instruments, r´ ecup´ erer des donn´ ees, r´ eparer des installations, payer des lecteurs, nettoyer des capteurs et remplacer des piles. En plus d’ˆ etre d’excellents pilotes sur les routes b´ eninoises et de formidables interpr` etes (il ne faut pas moins de cinq dialectes pour ´ echanger avec les villageois lors d’une tourn´ ee de l’observatoire), ils sont volontaires, jovials et infatigables, ce qui rend le travail, l’humidit´ e et la chaleur plus supportables. Pour tout cela, je tiens ` a les remercier tout particuli` erement.

Une pens´ ee va naturellement aux personnes avec qui j’ai partag´ e mon bureau durant trois ans, Os- senatou Mamadou et Antoine Chevalier. Je les remercie d’avoir r´ eussi ` a construire une atmosph` ere de travail d´ etendue mais studieuse. Je remercie Doroth´ ee Robert, qui, m’ayant pr´ ec´ ed´ ee d’une ann´ ee sur un sujet voisin, m’a ´ evit´ e d’inutiles d´ etours. Merci ` a Joris Pianezze pour m’avoir aiguill´ e lors de mes premiers pas d’apprenti enseignant. J’adresse un remerciement tout particulier ` a G´ er´ emy Panthou pour sa bonne humeur permanente, sa disponibilit´ e et ses aides aussi nombreuses que pr´ e- cieuses, sp´ ecialement sous L

TEX. Malgr´e des bassins d’´etude ´eloign´es g´eographiquement, certaines de mes pr´ eoccupations se sont trouv´ ees proches de celles d’Olivier Vannier, avec qui j’ai ´ echang´ e avec plaisir. Je n’oublie pas les autres doctorants du laboratoire : Aur´ elien Claude, Matthieu Lafaysse, R´ emi B´ eguin, Baptiste Fran¸ cois, Joris Pianezze, Thomas Geay, Thomas Grangeon, Hernan Alcayaga, Moussa Malam-Abdou, Benoit Perrimond, Sol` ene Dutordoir, J´ er´ emy Chardon, Valentin Wendling, Maxime Litt, St´ ephanie Froidurot, Thomas Morlot, Tania Gascon, Lise Mourre, Annette Wijbrans entre autres. Je les remercie particuli` erement pour les repas partag´ es au restaurant universitaire, qui permettent de fructueux ´ echanges et une bonne ambiance entre doctorants. Finalement, je tiens ` a remercier sinc` erement Guillaume Quantin, avec qui j’ai aussi partag´ e de nombreux repas et caf´ es.

Il m’a convaincu de l’int´ erˆ et du libre dans le monde de l’informatique, il fut disponible dans des moments importants, de bon conseil, et fut un intarissable compagnon de discussion sur les sujets qui traversent nos soci´ et´ es.

Il y a plus de dix ans, Magalie Pernot m’a permis de d´ ecouvrir l’Afrique de l’Ouest. Il est certain que ce voyage m’a donn´ e envie d’y retourner voir de plus pr` es. Qu’elle soit ici remerci´ ee pour ses valeurs et son engagement. Merci ` a tous ceux qui ont rendu ces ann´ ees de th` ese si plaisantes, que ce soit par la randonn´ ee en montagne ` a pied ou ` a ski, la musique, le frisbee ou simplement par une discussion un verre ` a la main. Une pens´ ee particuli` ere ` a Marc Pourroy pour ses ´ eclairages en mati` ere de sciences

´

economiques, en ces temps de turbulence marqu´ ee. Un merci particulier ` a Jean Lilensten pour son incroyable capacit´ e ` a comprendre le doctorant que j’´ etais et pour ses mots qui encouragent.

C’est pour leur attention sans faille que je tiens ` a remercier mes parents, sp´ ecialement pour leurs comp´ etences d’hˆ otelier, restaurateur et blanchisseur durant ma r´ edaction de th` ese. La relecture de ce manuscrit fut aussi une entreprise familiale, je leur en suis reconnaissant.

Je finirai par une pens´ ee affective pour Clotilde, avec qui je partage mon quotidien. Jour apr` es jour,

elle a ´ ecout´ e mes doutes et m’a accompagn´ e dans cette aventure. Qu’elle soit ici remerci´ ee.

R´ esum´ e

Dans un contexte de changement climatique dont les projections r´ egionales sont incertaines, de forte variabilit´ e inter-annuelle du cycle hydrologique, de forte croissance d´ emographique et de changement d’occupation des sols, les questions relatives au cycle hydrologique et ` a la ressource en eau en Afrique de l’Ouest sont cruciales. Dans un tel contexte, ce travail de th` ese approfondit la connaissance du fonctionnement hydrologique du bassin versant de l’Ou´ em´ e sup´ erieur (situ´ e en climat soudanien au B´ enin), en consid´ erant l’ensemble des termes et des processus du cycle hydrologique.

Dans un premier temps, le fonctionnement hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur est analys´ e ` a l’´ echelle d’un versant grˆ ace au mod` ele Hydrus 2D. Cette analyse de processus s’appuie sur un ensemble complet de mesures (pr´ ecipitations, ´ evapotranspiration, humidit´ e du sol, niveau pi´ ezom´ etrique, d´ ebit en ri- vi` ere) obtenues dans le cadre de l’observatoire hydrom´ et´ eorologique AMMA-CATCH. Les simulations montrent que la ripisylve vidange la nappe profonde et la d´ econnecte ainsi du r´ eseau hydrographique.

L’apport d’eau de la nappe profonde permet une transpiration de la ripisylve toute l’ann´ ee, y com- pris en saison s` eche. Les ´ ecoulements en rivi` ere ne sont pas produits uniquement par exfiltration d’´ ecoulements lat´ eraux de subsurface, les bas-fonds jouent probablement un rˆ ole.

A m´ ` eso-´ echelle, nous cherchons ` a quantifier l’impact de la variabilit´ e spatiale de la conductivit´ e hydraulique ` a saturation sur le bilan hydrologique et l’´ evapotranspiration. Le mod` ele num´ erique utilis´ e est nTopAMMA, formalisme d´ eriv´ e de TopMODEL. ` A partir de mesures de terrain, nous avons mis en ´ evidence que la variabilit´ e spatiale de la conductivit´ e hydraulique ` a saturation est corr´ el´ ee ` a l’occupation du sol du bassin d’´ etude. La prise en compte de cette variabilit´ e spatiale dans le mod` ele nTopAMMA montre que l’´ etat hydrique et l’´ evapotranspiration simul´ es localement par le mod` ele d´ ependent aux trois-quarts de la topographie et pour un quart de la conductivit´ e hydraulique

`

a saturation.

Adoptant une approche ascendante, nous confrontons la repr´ esentation ´ elabor´ ee ` a l’´ echelle du ver- sant ` a la mod´ elisation hydrologique ` a m´ eso-´ echelle. Nous analysons les processus et flux verticaux du mod` ele nTopAMMA. L’am´ elioration de la mod´ elisation du cycle hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur par le mod` ele nTopAMMA n´ ecessite (i) la prise en compte des h´ et´ erog´ en´ eit´ es du bassin versant, (ii) la modification du formalisme de l’´ evapotranspiration, (iii) la diversification des sources de pr´ el` evements

´

evapotranspiratoires et (iv) l’int´ egration de la nappe d’alt´ erites.

Mots cl´ es : Cycle hydrologique, Processus, Mod´ elisation, Hydrus 2D, TopMODEL, AMMA-

CATCH, Climat soudanien, Afrique de l’Ouest.

In a evolving environment - unpredictable regional projections of the climate change, important population growth associated with considerable land use changes - hydrological cycle and water re- sources are critical issues. This work aims to deepen our knowledge of the Upper Oueme hydrological functioning (Sudanian climate, Benin) taking into account all the terms and processes of the conti- nental hydrological cycle.

First, the hydrological functioning is analysed at the hillslope scale using the Hydrus 2D software.

Field measurements from the hydrometeorologic observing system AMMA-CATCH are used. The results show that the riparian forest and the deep groundwater form an interactive transpiration system. The river streamflow is simulated by seepage of subsurface lateral flows from the entire hillslope.

Then, at mesoscale, the nTopAMMA hydrological model - derived from TopMODEL - is used.

Thanks to field measurements, the correlation between the spatial variability of the hydraulic conduc- tivity and the spatial variability of the land use is evidenced. Taking into account this heterogeneity - the spatial variability of hydraulic conductivity - our results show that the evapotranspiration and water storage simulated at the local scale (pixel) depend on the topography in the first place (3/4) ; on the hydraulic conductivity in the second place (1/4).

Finally, an upward approach is adopted to analyse the vertical processes and fluxes in the nTo- pAMMA model. The improvement of the modelling of the hydrological cycle of the Upper Oueme watershed with nTopAMMA require : (i) the consideration of watershed heterogeneities, (ii) the modification of the evapotranspiration modelling, (iii) the diversification of the evapotranspiration sources and (iv) the integration of the deep groundwater reservoir.

Key words : Hydrological cycle, Processes, Modelling, Hydrus 2D, TopMODEL, AMMA-CATCH,

Sudanian climate, West Africa.

R´esum´e vi

Abstract vii

Table des mati`eres ix

Introduction 1

PARTIE I Contexte hydrologique et questions induites 7

1.1. Introduction . . . 10

1.1.1. Contexte ´ecoclimatique . . . 10

1.1.2. L’observatoire hydrologique AMMA-CATCH au B´enin . . . 11

1.2. Les termes du bilan hydrologique . . . 12

1.2.1. Les pr´ecipitations . . . 13

1.2.2. Les ´ecoulements en rivi`ere . . . 15

1.2.3. L’´evapotranspiration . . . 15

1.2.4. Le stock d’eau souterrain . . . 18

1.3. Les processus hydrologiques . . . 19

1.3.1. Gen`ese des ´ecoulements en rivi`ere . . . 21

1.3.2. Recharge de la nappe phr´eatique p´erenne . . . 23

1.3.3. Origines du pr´el`evement ´evapotranspiratoire . . . 24

2. Mod´elisations hydrologiques de l’Ou´em´e sup´erieur et questions induites 25 2.1. La mod´elisation en hydrologie . . . 26

2.1.1. G´en´eralit´es . . . 26

2.1.2. Les mod`eles de bassin versant . . . 26

TABLE DES MATI`ERES

2.1.3. Les mod`eles SVAT . . . 27

2.2. Les diff´erentes mod´elisations hydrologiques de l’Ou´em´e sup´erieur . . . 27

2.2.1. A l’´` echelle de la parcelle . . . 28

2.2.2. A l’´` echelle du versant . . . 30

2.2.3. A l’´` echelle du bassin versant . . . 31

2.3. Les questions ouvertes de la mod´elisation hydrologique de l’Ou´em´e sup´erieur . . . 36

2.3.1. Dualisme de la repr´esentation des transferts hydriques en zone soudanienne . . . 36

2.3.2. Impact des h´et´erog´en´eit´es du bassin versant sur la mod´elisation du bilan hydrologique `a m´eso- ´ echelle . . . 37

2.3.3. Interactions entre la nappe d’alt´erites et l’atmosph`ere dans la mod´elisation hydrologique de m´eso- ´ echelle . . . 38

2.4. D´emarche de mod´elisation . . . 39

Synth`ese partielle 40

PARTIE II Analyse du bilan hydrologique ` a l’´ echelle du versant 45

3.1.1. Caract´eristiques g´eographiques du bassin de l’Ara . . . 48

3.1.2. Instrumentation pour l’analyse hydrologique du bassin de l’Ara . . . 48

3.1.3. Mesures de physique du sol sur le bassin de l’Ara . . . 52

3.2. L’outil d’analyse : le mod`ele num´erique Hydrus 2D . . . 53

3.2.1. Cadre et outil d’analyse . . . 53

3.2.2. Formalisme du mod`ele Hydrus 2D . . . 55

3.2.3. Hypoth`eses de travail . . . 58

3.2.4. R´esultats pr´ealables . . . 62

4. Interactions de la ripisylve avec la nappe profonde dans l’hydrologie de versant en zone soudanienne du Nord-B´enin 63 Publication : Interplay of riparian forest and groundwater in the hillslope hydrology of Sudanian West Africa (northern Benin) . . . 64

Abstract . . . 64

1. Introduction . . . 64

2. Materials . . . 66

3. Reference simulation and virtual experiment . . . 72

4. Results . . . 73

5. Discussion . . . 78

6. Summary, conclusion and perspectives . . . 83

5. Mod´elisation des processus de subsurface et gen`ese des ´ecoulements en rivi`ere 89 5.1. Introduction . . . 90

5.1.1. Etat des lieux de la mod´´ elisation des processus de subsurface . . . 90

5.1.2. Objectif . . . 94

5.2. M´ethode . . . 94

5.2.1. Exp´erience virtuelle . . . 94

5.2.2. D´efinition de la saturation en subsurface . . . 96

5.2.3. M´ethode de comparaison des exfiltrations simul´ees et des d´ebits mesur´es . . . 96

5.3. R´esultats . . . 97

5.3.1. Bilans de masse simul´es `a l’´echelle annuelle . . . 97

5.3.2. Processus simul´es `a l’´echelle intra-saisonni`ere . . . 98

5.4. Discussion . . . 102

5.4.1. Processus de subsurface et gen`ese des ´ecoulements en rivi`ere . . . 102

5.4.2. Bas-fond, versant et gen`ese des ´ecoulements en rivi`ere . . . 103

5.4.3. Nappes de versant et pics de teneurs en eau non simul´es . . . 104

5.4.4. Processus de subsurface et dynamique profonde . . . 104

5.4.5. Evapotranspiration et processus de subsurface . . . 105

5.5. Perspectives . . . 105

5.5.1. Hypoth`ese d’un sol h´et´erog`ene en subsurface . . . 106

5.5.2. Mod´elisation tridimensionnelle de l’hydrodynamique de versant . . . 108

Synth`ese partielle 110

PARTIE III Mod´ elisation du bilan hydrologique ` a m´ eso-´ echelle 113

6.1.1. Concept de mod´elisation . . . 116

6.1.2. Hypoth`eses . . . 117

6.1.3. Formalisme math´ematique . . . 118

6.1.4. Mise en œuvre du mod`ele . . . 124

6.2. Analyse du bilan hydrologique simul´e par nTopAMMA . . . 126

6.2.1. Choix d’une simulation de r´ef´erence . . . 126

6.2.2. Analyse des flux sortants `a m´eso-´echelle . . . 129

6.2.3. Analyse de la dynamique interne . . . 132

7. Caract´erisation de la variabilit´e spatiale de la conductivit´e hydraulique des sols de sur- face de l’Ou´em´e sup´erieur 135 7.1. Introduction . . . 136

7.2. Mat´eriel et m´ethodes . . . 137

7.2.1. Strat´egie de mesure . . . 137

7.2.2. Site de mesures . . . 139

7.2.3. Instruments et protocoles de mesures . . . 141

7.2.4. Outils d’analyse statistique . . . 142

7.3. R´esultats . . . 144

7.3.1. Conductivit´es hydrauliques `a saturationKs des sites de mesures . . . 144

7.3.2. CourbesK(h) des sites de mesures . . . 146

7.4. Discussion . . . 148

7.4.1. Apports relatifs de l’infiltrom´etrie `a disque et de la perm´eam´etrie de laboratoire . . . 148

7.4.2. Impact significatif du travail des sols cultiv´es sur la conductivit´e hydraulique de surface . . . 149

7.4.3. Comparaison des r´esultats avec ceux de Giertz et ses collaborateurs . . . 150

8. Impact de la distribution de la conductivit´e hydraulique `a saturation sur l’´evapo- transpiration simul´ee dans nTopAMMA 153 8.1. Introduction . . . 154

8.2. M´ethode . . . 154

8.2.1. Production d’une carte deKs distribu´e adapt´ee `a nTopAMMA . . . 154

TABLE DES MATI`ERES

8.2.2. M´ethode d’int´egration du param`etreKsdistribu´e dans nTopAMMA . . . 158

8.2.3. M´ethode d’obtention de l’´evapotranspiration r´eelle locale . . . 159

8.3. R´esultats et discussion . . . 160

8.3.1. Impacts relatifs de la topographie et de la conductivit´e hydraulique `a saturation . . . 160

8.3.2. Impact de la distribution duKs sur le bilan hydrologique `a m´eso-´echelle . . . 161

8.3.3. Impact de la distribution duKs sur le bilan hydrique `a l’´echelle locale . . . 163

8.4. Perspectives . . . 170

8.4.1. Alternatives de distribution deKs . . . 170

8.4.2. Alternatives d’int´egration du param`etreKs distribu´e dans nTopAMMA . . . 170

8.4.3. Alternatives de pr´el`evement ´evapotranspiratoire . . . 172

Synth`ese partielle 174 9. Processus verticaux dans la mod´elisation nTopAMMA 177 9.1. Introduction . . . 178

9.2. Analyse des flux verticaux du mod`ele nTopAMMA . . . 178

9.2.1. Nature de la percolation profonde dans le mod`ele nTopAMMA . . . 178

9.2.2. Dynamique temporelle de l’´evapotranspiration . . . 180

9.3. L’hypoth`ese d’une reprise transpiratoire profonde . . . 182

9.3.1. Vers un fonctionnement hydrologique `a deux r´eservoirs . . . 182

9.3.2. Un mod`ele simple de transpiration profonde . . . 182

9.4. Proposition d’une nouvelle ´evapotranspiration de surface . . . 185

9.4.1. Formalisme du pr´el`evement . . . 185

9.4.2. Impact sur la simulation de r´ef´erence . . . 185

9.5. Impact sur le fonctionnement de nTopAMMA . . . 186

9.5.1. Int´egration du mod`ele simple de transpiration profonde `a nTopAMMA . . . 186

9.5.2. Bilan de masse et modification du point de fonctionnement du mod`ele . . . 187

9.5.3. Simulations non stationnaires de la nappe profonde `a l’´echelle inter-annuelle . . . 188

9.6. Perspectives . . . 190

9.6.1. De la n´ecessit´e d’une mod´elisation hydrologique m´eso-´echelle `a deux r´eservoirs . . . 190

9.6.2. De l’int´erˆet de la mod´elisation de la nappe profonde . . . 190

9.6.3. Prise en compte des processus verticaux dans la relation d’´echelle . . . 191

9.6.4. G´en´eralisation . . . 192

Synth`ese partielle 194

Conclusions et perspectives 197

Glossaire . . . 212

Liste des tableaux . . . 213

Table des figures . . . 215

Annexes 223

A. La coupe Djougou - N’Dali 225

B. Description des sites de mesures 229

B.1. B´et´erou – Savane arbor´ee . . . 230

B.1.1. Couvert v´eg´etal . . . 230

B.1.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure (emplacement 3) . . . 230

B.2. B´et´erou – Cultures . . . 231

B.2.1. Couvert v´eg´etal . . . 231

B.2.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure (emplacement 3) . . . 231

B.3. N’Dali – Savane arbor´ee . . . 232

B.3.1. Couvert v´eg´etal . . . 232

B.3.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure (emplacement 1) . . . 232

B.4. N’Dali – Cultures . . . 233

B.4.1. Couvert v´eg´etal . . . 233

B.4.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure (emplacement 2) . . . 233

B.5. Djougou – Savane arbor´ee (site de B´el´efoungou) . . . 234

B.5.1. Couvert v´eg´etal . . . 234

B.5.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure (emplacement 3) . . . 234

B.6. Djougou – Cultures (site de Nalohou) . . . 235

B.6.1. Couvert v´eg´etal . . . 235

B.6.2. Horizons p´edologiques de la fosse de mesure . . . 235

TABLE DES MATI`ERES

Introduction

A ` <sup>l’´</sup> echelle globale, les r´ ecentes conclusions du Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’ ´ Evolu- tion du Climat (GIEC) [ IPCC , 2013] sont sans appel. Le r´ echauffement du syst` eme climatique est sans ´ equivoque, et depuis les ann´ ees 1950, beaucoup des changements observ´ es sont sans pr´ ec´ e- dent depuis des d´ ecennies jusqu’` a des mill´ enaires. Il est extrˆ emement probable que l’influence humaine est la cause principale du r´ echauffement observ´ e depuis le milieu du XX

si` ecle. Les changements concernant le cycle de l’eau mondial, en r´ eponse au r´ echauffement climatique, ne seront pas uni- formes. Concernant l’Afrique de l’Ouest, les insuffisances des mod` eles climatiques et la dispersion des diff´ erentes simulations am` enent ` a des projections incertaines des pr´ ecipitations de la mousson ouest- africaine. Les mod` eles climatiques ne sont pas assez mˆ urs pour simuler le climat de cette r´ egion, en particulier l’incursion du syst` eme de mousson dans le continent.

En Afrique de l’Ouest, le cycle hydrologique est largement d´ ependant du syst` eme de mousson qui conditionne les pr´ ecipitations. La dynamique intra-saisonni` ere des pr´ ecipitations produite par le syst` eme de mousson induit de forts contrastes dans le cycle hydrologique continental ` a l’´ echelle an- nuelle. De plus, la variabilit´ e inter-annuelle et inter-d´ ecennale de la mousson ouest-africaine est forte.

Le passage de conditions humides durant les d´ ecennies 1950–1960 ` a des conditions s` eches durant les d´ ecennies 1970–1980 est consid´ er´ e comme l’un des signaux climatiques r´ egionaux les plus importants du XX

si` ecle [ Lebel et al., 2009]. Cette variabilit´ e ` a des ´ echelles pluri-annuelles de la mousson ouest-africaine engendre, elle aussi, une variabilit´ e du cycle hydrologique continental. Par ailleurs, l’Afrique de l’Ouest fait partie des trois r´ egions du monde o` u les interactions entre les surfaces conti- nentales et l’atmosph` ere (au sens de l’impact de l’humidit´ e du sol sur les pr´ ecipitations) sont les plus fortes [ Koster et al., 2004]. La variabilit´ e inter-annuelle de l’humidit´ e des sols sous climat guin´ een est significativement corr´ el´ ee ` a la variabilit´ e inter-annuelle des pr´ ecipitations au Sahel [ Philippon et Fontaine , 2002]. N´ eanmoins les m´ ecanismes qui expliquent les r´ etroactions entre le syst` eme de mousson et les surfaces continentales restent peu connus [ Lebel et al., 2009]. La m´ eso-´ echelle, ´ echelle pertinente pour appr´ ehender les pr´ ecipitations dans la r´ egion (environ 10 000 km

), est particuli` ere- ment appropri´ ee ` a l’analyse de ces m´ ecanismes car les interactions entre les surfaces continentales et l’atmosph` ere ` a cette ´ echelle y sont fortes. Cette analyse n´ ecessite une meilleure compr´ ehension des processus hydrologiques ` a m´ eso-´ echelle et particuli` erement en climat soudanien o` u le fonctionnement hydrologique est rest´ e peu document´ e avant la mise en place du programme Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Africaine (AMMA) [ Peugeot et al., 2011]. Ce travail de th` ese s’inscrit dans cette volont´ e d’am´ eliorer notre repr´ esentation du fonctionnement hydrologique et s’int´ eresse ` a l’hydrologie de l’Ou´ em´ e sup´ erieur, bassin versant de m´ eso-´ echelle au B´ enin, situ´ e en climat soudanien.

A l’instar de l’Afrique de l’Ouest, le B´ ` enin connaˆıt une forte augmentation d´ emographique. Pour

la p´ eriode 2005–2010, le taux de croissance d´ emographique annuel du pays est estim´ e ` a 3,0 %, ce

qui le place au 21

rang mondial [ Population Division of the United Nations , 2013]. Bien

que la densit´ e de population de la r´ egion de l’Ou´ em´ e sup´ erieur (27 habitants par kilom` etre carr´ e)

soit inf´ erieure ` a la moyenne nationale, son taux de croissance d´ emographique se trouve parmi les

plus forts du pays (entre 3,1 et 6,5 % en 2002) [ Heldmann et al., 2009]. Cette forte augmentation

de la population de l’Ou´ em´ e sup´ erieur est associ´ ee ` a une forte augmentation de la surface des terres

agricoles, la population ´ etant majoritairement rurale. La v´ eg´ etation naturelle (savane, forˆ et) est

Introduction

continuellement d´ efrich´ ee et transform´ ee en terres agricoles. La commune de Djougou, ` a l’ouest du bassin, a vu la superficie de ses terres agricoles augmenter de 40 % entre 1991 et 2000 [ Judex et al., 2009a]. En dehors des grandes villes, les activit´ es socio-´ economiques du bassin ont trait aux cultures

`

a vocation vivri` ere (mil, manioc, ma¨ıs, igname) et aux cultures de rente, comme le coton et la noix de cajou. Ces cultures sont essentiellement de type pluvial sans irrigation, ce qui rend ces activit´ es tr` es d´ ependantes de la variabilit´ e inter-annuelle du cycle hydrologique de la zone.

La Direction G´ en´ erale de l’Eau (DG-Eau), service public b´ eninois de l’eau et de l’assainissement comp´ etent en milieu rural, indiquait un taux de desserte en eau potable de 57,2 % en milieu rural ` a la fin de l’ann´ ee 2010 [Zannou, 2011]. Pour les populations ne b´ en´ eficiant pas d’une desserte d’eau potable, les eaux souterraines constituent la principale source d’approvisionnement permanent. Cet approvisionnement fa¸ conne les activit´ es socio-´ economiques car le puisage est g´ en´ eralement effectu´ e trois fois par jour et principalement par les femmes. Lorsque cette ressource n’est pas ou plus acces- sible (tarissement des puits), les populations sont contraintes ` a utiliser les eaux de surface, souvent insalubres voire dangereuses, comme eau de boisson. L’approvisionnement en eau potable pr´ esente de fortes disparit´ es g´ eographiques [ Heldmann et Doevenspeck , 2009]. Sur le bassin de l’Ou´ em´ e, la pr´ evalence de diarrh´ ee est spatialement corr´ el´ ee ` a l’acc` es aux eaux souterraines salubres [ Barthel et al., 2009], cette pr´ evalence augmentant avec la difficult´ e d’acc` es ` a cette ressource. L’acc` es ` a la ressource en eau reste ` a l’heure actuelle une pr´ eoccupation fondamentale pour une large part de la population du bassin car il affecte directement les activit´ es socio-´ economiques, les usages domestiques et la sant´ e de ses populations.

Dans un contexte de changement climatique dont les projections r´ egionales sont incertaines, de forte variabilit´ e inter-annuelle du cycle hydrologique, de forte croissance d´ emographique et de chan- gement d’occupation des sols, les questions relatives au cycle hydrologique et ` a la ressource en eau actuels et ` a venir sont cruciales. La pr´ esente ´ etude contribue d’une part ` a am´ eliorer notre repr´ esen- tation du fonctionnement hydrologique en climat soudanien pour approfondir notre connaissance de la mousson ouest-africaine et d’autre part ` a affiner les outils d’estimation de la ressource en eau de l’Ou´ em´ e sup´ erieur, et de son ´ evolution, dans un contexte en forte ´ evolution.

L’objectif principal de ce travail de th` ese est d’approfondir la connaissance du fonc- tionnement hydrologique du bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur en consid´ erant l’ensemble des termes et des processus du cycle hydrologique.

Nous d´ eclinons cet objectif principal en trois objectifs sp´ ecifiques.

Le premier objectif sp´ ecifique de ce travail consiste ` a am´ eliorer notre repr´ esentation du fonc- tionnement hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur en int´ egrant dans une approche unique, ` a l’´ echelle lo- cale, les transferts hydriques lat´ eraux (versant-r´ eseau hydrographique) et verticaux (sol-atmosph` ere).

Pour r´ epondre ` a cet objectif sp´ ecifique, nous analysons des processus hydrologiques de l’Ou´ em´ e sup´ erieur ` a l’´ echelle locale. Afin de r´ eunir dans une repr´ esentation unique les processus lat´ eraux et verticaux, nous choisissons l’objet hydrologique ´ el´ ementaire qu’est le versant. Le versant ´ etudi´ e est cultiv´ e et bord´ e ` a son pied d’une ripisylve, caract´ eristique importante du paysage de l’Ou´ em´ e su- p´ erieur. La complexit´ e des processus et des mesures en jeu nous a amen´ e ` a utiliser la mod´ elisation num´ erique comme outil d’analyse.

Le deuxi` eme objectif sp´ ecifique de ce travail consiste ` a caract´ eriser une des h´ et´ erog´ en´ eit´ es du bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur (la variabilit´ e spatiale de la conductivit´ e hydraulique ` a saturation du sol de surface) et analyser son impact sur le bilan hydrologique et sur l’´ evapotranspiration simul´ es par le mod` ele nTopAMMA.

Nous choisissons le mod` ele hydrologique nTopAMMA pour traiter les questions d´ efinies ` a m´ eso-

´

echelle. Ce mod` ele est actuellement un outil performant de simulation de la relation pluie-d´ ebit du bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur [ Le Lay et al., 2008 ; Zannou , 2011]. L’am´ elioration de notre repr´ esenta- tion du fonctionnement hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur passe entre autres par l’am´ elioration de la repr´ esentation de l’´ evapotranspiration. L’h´ et´ erog´ en´ eit´ e spatiale des interactions surface-atmosph` ere joue un rˆ ole majeur dans la simulation de l’´ evapotranspiration d’un bassin versant [ Famiglietti et Wood , 1995]. Nous cherchons ` a quantifier l’impact d’une des h´ et´ erog´ en´ eit´ es du bassin versant (la conductivit´ e hydraulique ` a saturation) sur l’´ evapotranspiration et le bilan hydrologique simul´ es par nTopAMMA.

Dans un premier temps nous avons r´ ealis´ e des mesures in situ de la conductivit´ e hydraulique du sol de surface de l’Ou´ em´ e sup´ erieur pour caract´ eriser sa variabilit´ e spatiale. Dans un second temps, pour int´ egrer cette variabilit´ e spatiale au mod` ele nTopAMMA, nous avons modifi´ e son formalisme.

Pour quantifier l’impact de la variabilit´ e spatiale de la conductivit´ e hydraulique du sol sur l’´ evapo- transpiration et le bilan hydrologique simul´ es par nTopAMMA, nous avons compar´ e les simulations du mod` ele prenant en compte cette variabilit´ e spatiale avec les simulations qui ne la prennent pas en compte.

Le troisi` eme objectif sp´ ecifique de ce travail consiste ` a identifier des axes d’am´ elioration du mod` ele nTopAMMA visant ` a int´ egrer l’ensemble des termes du bilan hydrologique dans une repr´ esentation unique.

Le mod` ele nTopAMMA ´ etant issu d’une approche hydrologique pluie-d´ ebit, il nous a sembl´ e que

l’am´ elioration d’une telle repr´ esentation du fonctionnement hydrologique passait par celle des autres

flux et processus du bilan hydrologique, en particulier les processus verticaux (l’´ evapotranspiration

et la percolation profonde). Nous analysons la capacit´ e du mod` ele nTopAMMA ` a int´ egrer la nappe

profonde dans sa repr´ esentation du fonctionnement hydrologique de la zone d’´ etude.

Introduction

La premi` ere partie de ce manuscrit pr´ esente le bilan hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur. Nous d´ e-

crivons les termes du bilan hydrologique, puis les processus hydrologiques qui permettent d’expliquer

ce bilan ` a l’heure actuelle. La connaissance du fonctionnement hydrologique de l’Ou´ em´ e sup´ erieur

ayant fait appel ` a diff´ erentes mod´ elisations, nous pr´ esentons dans le second chapitre de cette partie

les diff´ erentes approches de mod´ elisation r´ ealis´ ees sur ce bassin depuis une d´ ecennie. De cette revue

bibliographique nous d´ egageons des questions induites par ces repr´ esentations. L’identification de ces

questions nous permet de d´ efinir les questions trait´ ees dans ce travail de th` ese. Une synth` ese partielle

clˆ ot la partie I et reprend de mani` ere plus argument´ ee l’objectif principal et les objectifs sp´ ecifiques

de ce travail pr´ esent´ es ci-dessus. Elle expose la structure du manuscrit adopt´ ee pour r´ epondre ` a ces

objectifs.

PARTIE I

Contexte hydrologique

et questions induites

CHAPITRE 1

Termes et processus du bilan hydrologique en climat soudanien

Ce premier chapitre traite des termes et des processus du bilan hydrologique du bassin versant

de l’Ou´ em´ e sup´ erieur. La pr´ esentation synth´ etique de ces ´ el´ ements du bilan hydrologique de la zone

d’´ etude permet de saisir les grands traits du fonctionnement hydrologique. Une introduction du

contexte ´ ecoclimatique situe la zone d’´ etude dans son contexte ouest-africain. Ensuite, nous pr´ esentons

l’observatoire hydrologique sur lequel nous nous sommes appuy´ es pour r´ ealiser ce travail de th` ese ;

nous passons en revue l’ensemble des termes du bilan hydrologique et nous pr´ esentons les processus

hydrologiques actuellement connus et qui contribuent ` a expliquer ce bilan.

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

1.1. Introduction

1.1.1. Contexte ´ ecoclimatique

La dynamique atmosph´erique en Afrique de l’Ouest est principalement expliqu´ee par la circulation atmosph´erique globale et la migration latitudinale intra-saisonni`ere du maximum d’insolation. La redistribution ´energ´etique de l’insolation ` a l’´echelle globale est en partie assur´ee par l’atmosph`ere.

Dans la zone tropicale, cette redistribution se traduit par une zone de convergence intertropicale (InterTropical Convergence Zone (ITCZ) en anglais) qui suit la migration du maximum d’insolation.

Aliment´ee par les aliz´es, l’ITCZ est le si`ege de la formation de syst`emes convectifs de m´eso-´echelle (de l’ordre de 10 000 km

), formation rendue possible par la convection profonde. La migration de l’ITCZ en Afrique de l’Ouest est la r´esultante de deux flux oppos´es dont l’intensit´e varie au cours de l’ann´ee : le flux de mousson (courant chaud et humide de sud-ouest) d´eplace l’ITCZ vers le nord durant la premi`ere moiti´e de l’ann´ee alors que les aliz´es provenant du nord-est, courant chaud et sec autrement appel´e harmattan, d´eplacent l’ITCZ vers le sud. La dynamique de mousson ouest-africaine associ´ee ` a la pr´esence du Sahara au nord et celle du Golfe de Guin´ee au sud, produit un gradient m´eridien ´ecoclimatique. La figure 1.1 illustre le gradient m´eridien de pluviosit´e qui permet de d´efinir les diff´erents climats tropicaux rencontr´es en Afrique de l’Ouest :

•

le climat sah´elien pour une pluviosit´e moyenne annuelle comprise entre 200 et 700 mm,

•

le climat soudanien pour une pluviosit´e moyenne annuelle comprise entre 700 mm et 1400 mm,

•

le climat guin´een pour une pluviosit´e moyenne annuelle sup´erieure ` a 1400 mm.

Figure 1.1 – Extension r´egionale des climats sah´elien, soudanien et guin´een et types de v´eg´etation [White, 1981] en Afrique de l’Ouest. Les isohy`etes 200 mm, 700 mm, 1 400 mm et 2 100 mm sont trac´ees d’apr`es G. Panthou (com. pers.). Les fronti`eres des ´Etats sont repr´esent´ees ainsi que le bassin versant de l’Ou´em´e sup´erieur (zone gris´ee). Syst`eme g´eod´esique : WGS 84, unit´e : degr´e ( ).

La saison des pluies est constitu´ee de deux phases. La phase oc´eanique est caract´eris´ee par un

apport d’humidit´e du Golfe de Guin´ee qui produit la premi`ere saison des pluies tr`es marqu´ee en

climat guin´een avec un maximum en juin. Le saut de mousson [Le Barb´ e et al., 2002] qui s´epare

les deux phases, est caract´ eris´ e par une forte diminution des pr´ ecipitations en climat guin´ een et par un renforcement des pr´ ecipitations en climat soudanien et sah´ elien. Le saut de mousson se situe aux alentours du 24 juin ± 8 jours (p´ eriode 1968–1990) et signe une variation brusque de la pluviom´ etrie [ Sultan et Janicot , 2003]. Apr` es le saut de mousson, la phase continentale assure la majeure partie des pr´ ecipitations en climat soudanien et sah´ elien et constitue la seconde saison des pluies en climat guin´ een.

L’Afrique de l’Ouest fait partie des r´ egions du monde qui pr´ esentent une des plus fortes interactions entre la surface continentale et l’atmosph` ere, cette interaction doit ˆ etre entendue au sens d’un impact de l’humidit´ e du sol sur les pr´ ecipitations [Koster et al., 2004]. L’humidit´ e atmosph´ erique disponible autour de 10 ° N, o` u se situe l’Ou´ em´ e sup´ erieur, est essentielle pour la dynamique de mousson ouest- africaine [ Lebel et Ali , 2009].

1.1.2. L’observatoire hydrologique AMMA-CATCH au B´ enin

Dans le cadre du programme AMMA

, l’observation hydrologique de long terme est principale- ment r´ ealis´ ee grˆ ace au service d’observation Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Africaine - Couplage de l’Atmosph` ere Tropicale et du Cycle Hydrologique (AMMA-CATCH)

. Cet observatoire est compos´ e de trois sites de m´ eso-´ echelle afin de documenter le gradient m´ eridien ´ ecoclimatique : le site du Gourma au Mali, le site du degr´ e carr´ e de Niamey au Niger et le site de l’Ou´ em´ e sup´ erieur au B´ enin [ Lebel et al., 2009]. Le site b´ eninois s’´ etend sur 14 400 km

entre 9 ° N et 10,2 ° N en lati- tude et entre 1,5 ° E et 2,8 ° E en longitude. Une instrumentation vari´ ee et compl´ ementaire permet de documenter les termes du bilan hydrologique classique : r´ eseaux pluviom´ etrique, limnim´ etrique, pi´ e- zom´ etrique (figure 1.2) mais aussi des stations m´ et´ eorologiques, trois tours de flux, un scintillom` etre, des pr´ el` evements pour l’analyse hydrochimique et g´ eochimique des eaux.

Dans la suite de ce chapitre et plus g´ en´ eralement dans ce manuscrit, nous faisons r´ ef´ erence ` a diff´ erents bassins de l’Ou´ em´ e sup´ erieur (figure 1.3). Pour les ´ etudes men´ ees dans le cadre d’AMMA- CATCH au B´ enin, il s’agit principalement des bassins de l’Ou´ em´ e ` a B´ et´ erou, de la Donga ` a Donga Pont et de l’Ara ` a Ara Pont. Pour les ´ etudes men´ ees dans le cadre d’IMPETUS

, il s’agit des bassins de la T´ erou ` a Wanou, de l’Aguimo et de l’Aguima.

Tableau 1.1 – Bassins versants de l’Ou´em´e sup´erieur illustr´es sur la figure 1.3.

Bassin versant Superficie [km

] Ou´ em´ e sup´ erieur 14 400 Ou´ em´ e ` a B´ et´ erou 10 070 Donga ` a Donga Pont 586

Ara ` a Ara Pont 12 T´ erou ` a Wanou 3 133 Aguimo ` a Aguimo 402 Aguima ` a Aguima 30

1. http://www.amma-international.org/

2. http://www.amma-catch.org/

3. http://www.impetus.uni-koeln.de/fr/themen-benin/

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

340 360 380 400 420 440 460 480

1000 1020 1040 1060 1080 1100 1120

Figure 1.2 – Observatoire hydrologique AMMA-CATCH, site soudanien de l’Ou´em´e sup´erieur au B´enin. Ins- trumentation, r´eseau routier et contour de bassin versant. Syst`eme g´eod´esique et projection : WGS 84 - UTM31N, unit´e : km.

L’ensemble de ces mesures de l’observatoire AMMA-CATCH a contribu´ e ` a la quantification des termes du bilan hydrologique et ` a la compr´ ehension des processus hydrologiques de l’Ou´ em´ e sup´ erieur.

Nous pr´ esentons ici une synth` ese des mesures des termes du bilan et une analyse des processus hydrologiques qui s’appuient sur ces mesures. Cette synth` ese pr´ esente une h´ et´ erog´ en´ eit´ e tant dans les ´ echelles spatiales que temporelles, h´ et´ erog´ en´ eit´ e expliqu´ ee d’une part, par les ´ echelles spatio- temporelles propres aux termes et aux processus ´ etudi´ es ; d’autre part, par la disponibilit´ e spatio- temporelle des mesures.

1.2. Les termes du bilan hydrologique

Le bilan hydrologique d’un bassin versant est l’expression de la conservation de la masse d’eau.

Ce bilan est relatif ` a un intervalle de temps consid´ er´ e. Lorsqu’il n’y a pas d’´ echanges hydriques avec les bassins versants voisins, le bilan hydrologique s’´ ecrit :

∆S = P − (ET + Q) (1.1)

avec ∆S, la variation du stock hydrique du bassin versant, P , les pr´ ecipitations, ET l’´ evapotrans-

piration et Q le volume d’eau ´ ecoul´ e dans la section du cours d’eau qui d´ efinit le bassin versant

(exutoire). La figure 1.4 repr´ esente les flux et stock qui interviennent dans le bilan hydrologique du

bassin. Nous d´ ecrivons ces diff´ erents termes dans le cas de l’Ou´ em´ e sup´ erieur afin d’avoir une vision

g´ en´ erale du fonctionnement hydrologique de ce bassin. Afin d’int´ egrer l’ensemble du cycle tempo-

rel du bilan hydrologique impos´ e par la dynamique de mousson, l’intervalle de temps consid´ er´ e est

l’ann´ ee.

Ouémé

Térou

Donga

Ara

Aguimo

Aguima

Bétérou Donga Pont

Wanou Ara Pont

Figure1.3 – Bassins de l’Ou´em´e sup´erieur : l’Ou´em´e `a B´et´erou, la Donga `a Donga Pont, l’Ara `a Ara Pont, la T´erou `a Wanou, l’Aguimo, l’Aguima. Syst`eme g´eod´esique et projection : WGS 84 - UTM31N, unit´e : km.

1.2.1. Les pr´ ecipitations

L’Ou´ em´ e sup´ erieur est situ´ e en climat soudanien avec une pluviosit´ e moyenne annuelle de 1 190 mm.an

sur 1950–2002 [ Le Lay et Galle , 2005b]. La figure 1.5 [d’apr` es Le Barb´ e et al., 1993] synth´ etise diff´ erentes caract´ eristiques des pr´ ecipitations du B´ enin. Le r´ egime pluviom´ etrique du B´ enin est inclus dans une organisation spatio-temporelle des pr´ ecipitations de plus grande ´ echelle, celle de la mousson ouest-africaine. Au sud du B´ enin, le r´ egime pluviom´ etrique du climat guin´ een est bimodal avec la succession d’une grande saison s` eche, une grande saison des pluies, une petite saison s` eche et une petite saison des pluies. C’est le cas du r´ egime pluviom´ etrique de Cotonou par exemple situ´ e ` a 5,5° N. Au nord (` a partir de 11° N) le r´ egime pluviom´ etrique est monomodal avec une saison s` eche et une saison des pluies. La zone de l’Ou´ em´ e sup´ erieur apparaˆıt comme une zone de transition [ Le Lay et Galle , 2005b] dont les pr´ ecipitations sont principalement apport´ ees par la phase continentale. ` A Parakou (9,5 ° N), 65 % des pr´ ecipitations ont lieu entre le mois de juillet et le mois d’octobre [ Le Lay et Galle , 2005b]. Sur la cˆ ote oc´ eanique (6 ° N) le maximum de pr´ ecipitations s’observe en juin alors qu’il s’observe en aoˆ ut au nord du B´ enin (11,5° N). Il n’y pas de d´ ecroissance monotone du maximum de juin ` a 6 ° N jusqu’` a celui d’aoˆ ut ` a 11,5 ° N. Entre ces deux extremums, les pr´ ecipitations sont significativement plus faibles, il s’agit du saut de mousson.

La s´ echeresse g´ en´ eralis´ ee qui a frapp´ e l’Afrique de l’Ouest durant les d´ ecennies 1970 et 1980 est

l’´ ev´ enement climatique r´ egional le plus significatif du XX

si` ecle [ Lebel et al., 2009]. Si la rup-

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

P ET

Q

S

Figure1.4 – Repr´esentation des flux et stock du bilan hydrologique d’un bassin versant.

Figure 1.5 – R´epartition spatio-temporelle des pluies sur le B´enin en ann´ee moyenne. L’intensit´e de pluie est exprim´ee en % de la pluie moyenne annuelle sur l’ensemble du pays et par mois [d’apr`es Le Barb´e et al., 1993]. ´Etude r´ealis´ee sur la p´eriode de 1925 `a 1984 (60 ans) sur 53 stations pluviom´etriques situ´ees sur l’ensemble du territoire b´eninois. La bande gris´ee repr´esente cette intensit´e sur l’´etendue latitudinale du bassin de l’Ou´em´e sup´erieur. Unit´e de latitude : degr´e (°).

ture statistique entre la p´ eriode humide (d´ ecennies 1950 et 1960) et la p´ eriode s` eche (d´ ecennies 1970

et 1980) est clairement identifi´ ee ` a la fin des ann´ ees 1960 pour la zone sah´ elienne, cette rupture

est moins nette pour la zone soudanienne. L’alternance de longues p´ eriodes humides et s` eches sur

l’Ou´ em´ e sup´ erieur est bruit´ ee par une forte variabilit´ e inter-annuelle des pr´ ecipitations (´ ecart-type

de 224 mm.an

) [ Le Lay et Galle , 2005b]. La figure 1.6 illustre la dynamique annuelle des pr´ e-

cipitations sur l’Ou´ em´ e sup´ erieur pour la d´ ecennie d’observation AMMA-CATCH (2001–2010) et

pour les deux p´ eriodes contrast´ ees de la seconde moiti´ e du XX

si` ecle. La diff´ erence de cumuls

de pr´ ecipitations annuelles entre l’ann´ ee la plus s` eche et l’ann´ ee la plus humide de la d´ ecennie 2000

d´ epasse 500 mm ce qui illustre la forte variabilit´ e inter-annuelle des pr´ ecipitations. Le d´ eficit pluvio-

m´etrique des d´ecennies 1970 et 1980 est principalement dˆ u ` a une diminution du nombre d’´ev´enements pr´ecipitants et une l´eg`ere diminution (n’exc´edant pas 10 jours) de la dur´ee de la phase continentale [Le Barb´ e et al., 2002].

mm

(a)

Feb. Mar. Apr. May Jun. Jul. Aug. Sep. Oct. Nov. Dec. Jan.

0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600

1950-1969 1970-1989 2001-2010AMMA-CATCH

Précipitationscumulées[mm]

(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´eriode 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 par Varado [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 grˆ ace 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

.s

) 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 bassin sur 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 anglais Leaf Area Index (LAI)). La complexit´ e de cette estimation qui ne peut ˆ etre 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) [Allen et 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

) 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 ˆ etre 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 ˆ etre 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.

Ces mesures par EC et LAS sont compl´ ementaires car elles n’utilisent pas les mˆ emes m´ ethodes

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

) 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

. Le flux LE est ensuite d´ eduit par bilan d’´ energie (´ equation 1.2) ` a partir des mesures compl´ ementaires de G et Rn. 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.

Figure1.8 – ´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

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

(´ equivalent

` a 0,25 mm.jr

) pour P1, 10 W.m

(0,35 mm.jr

) pour P2, 115 W.m

(4,0 mm.jr

) pour P3 et 54 W.m

(1,9 mm.jr

) 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<sup>-1</sup>`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

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

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

(3,5 mm.jr

) pour les p´ eriodes de conditions humides contre 20 W.m

(0,70 mm.jr

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

`

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´ eguis et al. [2011b] estiment par un calcul du bilan hydrologique que l’´ 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). Grˆ ace ` 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

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.

1.2.4. Le stock d’eau souterrain

L’analyse du stock d’eau souterrain a principalement ´ et´ e r´ ealis´ ee sur le bassin de la Donga [ Kama- gat´ e , 2006 ; Kamagat´ e et al., 2007 ; S´ eguis et al., 2011b] grˆ ace ` a un r´ eseau de 24 points de mesures pi´ ezom´ etriques, majoritairement des puits, utilis´ es par la population locale pour l’approvisionnement en eau potable. La synth` ese que nous pr´ esentons ici se r´ ef` ere ` a ce bassin et ces travaux (sauf lorsque c’est express´ ement indiqu´ e).

Le bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur pr´ esente une nappe phr´ eatique p´ erenne situ´ ee dans

les alt´ erites. Cette nappe est en continuit´ e hydraulique avec la nappe de socle fissur´ e sous-jacente

[ S´ eguis et al., 2011b]. Une analyse altim´ etrique de la nappe d’alt´ erites sur le bassin de la Donga

montre que sa profondeur est totalement ind´ ependante de l’altitude du sol au point de mesure [ Ka-

magat´ e , 2006]. De plus, elle est relativement parall` ele ` a la topographie de surface, ce qui autorise

l’analyse de sa profondeur moyenne (figure 1.9). Ce r´ eservoir d’eau souterrain ne peut pas ˆ etre per¸ cu comme une seule nappe mais comme un r´ eservoir spatialement discontinu et compos´ e de plusieurs nappes associ´ ees aux versants du bassin. Une importante fluctuation saisonni` ere de la profondeur de nappe est observ´ ee sur l’ensemble du r´ eseau pi´ ezom´ etrique. L’ensemble du bassin semble donc participer ` a la recharge et ` a la vidange annuelles de ce r´ eservoir d’eau. Le niveau pi´ ezom´ etrique de la nappe phr´ eatique p´ erenne est compris en moyenne entre 10 m en saison s` eche (maximum en mai- juin) et 3 m en saison humide (minimum en aoˆ ut-septembre). A l’´ ` echelle inter-annuelle, aucune tendance d’´ evolution de la profondeur pi´ ezom´ etrique ne peut ˆ etre mise en ´ evidence sur la p´ eriode de mesure [ Kamagat´ e , 2006 ; S´ eguis et al., 2011b] (figure 1.9). De plus, un drainage r´ egional de la nappe phr´ eatique p´ erenne est peu probable [ S´ eguis et al., 2011b] compte tenu du degr´ e de connectivit´ e de fracture du bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur estim´ e ` a quelques centaines de m` etres au maximum [ El-Fahem , 2008].

Jan 2002 Jan 2003 Jan 2004 Jan 2005 Jan 2006

Profondeur de nappe (m)

Figure1.9 – Profondeur moyenne journali`ere de la nappe (trait continu) et ´ecart-type (pointill´es) d’un r´eseau de 24 puits creus´es `a la main sur le bassin versant de la Donga (d’apr`esS´eguiset al. [2011b]).

Grˆ ace ` a des pi´ ezom` etres cr´ epin´ es ` a 2 m de profondeur en haut, milieu et bas d’un versant exp´ eri- mental du bassin versant de l’Ara, la pr´ esence d’une seconde nappe a ´ et´ e mise en ´ evidence. Il s’agit d’une nappe temporaire de subsurface qui pr´ esente de tr` es fortes variations de niveau pi´ ezom´ etrique [ Kamagat´ e , 2006]. Pr´ esente uniquement en saison humide, la variation annuelle du stock d’eau de la nappe de subsurface est nulle.

1.3. Les processus hydrologiques

Nous pr´ esentons dans cette section les processus hydrologiques identifi´ es qui permettent d’expliquer le bilan hydrologique du bassin de l’Ou´ em´ e sup´ erieur, pr´ ec´ edemment analys´ e. Nous avons bri` evement d´ ecrit les processus de la mousson africaine (sous-section 1.1.1) qui expliquent les m´ ecanismes de gen` ese des pr´ ecipitations. Les pr´ ecipitations ´ etant un for¸cage du cycle hydrologique continental, nous ne les d´ etaillons pas.

Les processus hydrologiques sont sch´ ematis´ es sur la figure 1.10.

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

500 m

20 m 10 0

Nappe de subsurface

Exfiltration et ruissellement sur

surface saturée

Cours d'eau Exfiltration des

nappes de subsurface Evapotranspiration

Transpiration

Recharge 20 m

10 0

Nappe de subsurface

Exfiltration et ruissellement sur

surface saturée

Bas-fond

Couche sableuse contenant la nappe de subsurface

Niveau piézométrique de la nappe d'altérites Socle fissuré

Flux hydrique Lentille argileuse

Figure 1.10 – Processus hydrologiques pr´edominants d’un bas-fond et d’un versant type de l’Ou´em´e sup´erieur en saison humide (adapt´e deS´eguiset al. [2011b]).