Caractérisation et modélisation des nappes d’eau souterraine au voisinage de petites retenues d'eau d'irrigation en zone de socle : cas de Kierma et de Mogtédo (Burkina Faso)
Thèse présentée en vue de l’obtention du grade de Docteur en sciences de l'ingénieur
Par
Apolline BAMBARA
Thèse défendue le 25 février 2021 devant le jury composé :
Prof. Alain DASSARGUES, Université de Liège (Belgique) – Président Dr. Serge BROUYÈRE, Université de Liège (Belgique) – Promoteur Dr. Philippe ORBAN, Université de Liège (Belgique) – membre Dr. Benjamin DEWAL, Université de Liège (Belgique) – membre Dr. Eric HALLOT, Institut Scientifique de Service Public (Belgique) – membre Dr. Florence HABETS, Ecole Normale Supérieure (France) – membre Prof. René THERRIEN, Université Laval (Canada) – membre Dr. Youssouf KOUSSOUBÉ, Université Joseph Ki-Zerbo (Burkina Faso) – membre
Année académique 2020-2021 Avec l’appui de :
Je dédie chaleureusement cette thèse à :
Ma chère amie Samira Ouermi, décédée le 18 juin 2020 en attente de la soutenance de sa thèse de doctorat,
Mon défunt père G. Aristide,
Ma chère fille Haoua Charlène Sangaré,
Ma mère Pascaline Compaoré,
Ma chère amie Lucette Degré,
« C’est quand le puits est sec que l’eau devient une richesse » Proverbe français Résumé
Les petites retenues d’eau ont été massivement construites en Afrique subsaharienne pour disposer de sources alternatives d’eau pour l’irrigation et l’abreuvement du bétail en période de sécheresse. Elles contribuent au développement socio-économique et à la sécurité alimentaire des populations à travers la pratique de l’agriculture irriguée en saison sèche. Malheureusement, ces retenues d’eau ont tendance à s'assécher prématurément avant les dernières récoltes. Une solution pour pallier à ces pénuries d'eau d'irrigation est d'assurer leur utilisation conjointe avec les eaux souterraines. À cet égard, une meilleure connaissance des ressources en eau souterraine est primordiale pour une gestion intégrée des ressources en eau.
L’objectif de ce présent travail qui s’inscrit dans le Programme d’Appui au Développement de l’Irrigation (PADI) est de contribuer à une meilleure connaissance des nappes d’eau superficielle au voisinage de retenues d’eau d’irrigation. Les bassins versants et retenues d’eau de Kierma (≈100 km2) et de Mogtédo (≈500 km2) ont été sélectionnées pour l’étude. Ils sont situés dans le contexte climatique de type semi-aride avec des pluviométries différentes ; ces deux sites sont localisés sur des formations géologiques du socle cristallin et cristallophyllien.
L’approche méthodologique utilisée pour atteindre l’objectif du travail repose sur plusieurs étapes. La première a consisté à caractériser la géométrie et la structure des systèmes aquifères des deux bassins à l’aide essentiellement de l’analyse de lithologs et d’investigations géophysiques par tomographie de résistivité électrique. Ensuite, les propriétés hydrodynamiques ont été déterminées sur base de l’interprétation de slug tests et la compilation de résultats d’essais de pompage réalisés dans le cadre de campagnes antérieures de forages d’hydraulique villageoise. Enfin, la caractérisation des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine a été investiguée de manière détaillée à partir de l’analyse spatio- temporelle de chroniques piézométriques et niveaux d’eau dans les retenues couplée à une analyse de paramètres physico-chimiques des eaux souterraines. Les recharges naturelle et locale des nappes d’eau souterraine ont été estimées à partir de méthodes basées sur le bilan hydrique. Enfin, les résultats issus des investigations géophysiques et hydrogéologiques ont été utilisés pour l’élaboration un modèle hydrologique intégré avec le programme HydroGeoSphere pour simuler les écoulements d’eau de surface et souterrains dans le bassin de Kierma. Page | i
Les résultats indiquent que le système aquifère des bassins est constitué d’une couche d’altérites pouvant intégrer des alluvions et d’une couche de roches fissurées/fracturées. Les nappes d’eau qu’ils contiennent sont hydrauliquement connectées. Les résultats montrent également que les petites retenues d’eau sont en interaction quasi-permanente avec les nappes d’eau souterraine tout en favorisant une recharge locale. L’ampleur de la recharge locale est fonction du contexte géologique et de la texture des sédiments des retenues. Cette approche appliquée aux retenues d’eau de Kierma et Mogtédo a permis d’estimer une recharge locale moyenne de 1350 ± 540 mm/an à Kierma et 1080 ± 540mm/an à Mogtédo pour des recharges naturelles moyennes annuelles de 82 mm/an à Kierma et 48 mm/an à Mogtédo. En outre, les valeurs de conductivités hydrauliques sont comprises entre 0.01 et 2 m/jour à Kierma et entre 1×10-4 et 0.2 m/jour à Mogtédo. Ces conductivités pourraient permettre de pomper dans des puits creusés à grand diamètre avec un débit significatif compris entre 0,5 et 120 m3/jour à Kierma et entre 0 et 10 m3/jour à Mogtédo pour pallier l'assèchement précoce des retenues d’eau d’irrigation. Ainsi, des parcelles de cultures de surface comprise entre 100 et 22 300 m2 à Kierma et entre 0 et 1800 m2 à Mogtédo pourraient y être irriguées quotidiennement. L’ensemble des informations géologiques et hydrogéologiques ont permis de faire une simulation numérique qui reproduit les écoulements souterrains observés ainsi que les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine.
Mots-clés : retenue d’eau, bilan hydrique, piézométrie, hydrochimie, recharge, interaction eau de surface-eau souterraine, Mogtédo, Kierma, Burkina Faso.
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Abstract
Small surface water reservoirs have been massively built in sub-Saharan Africa to provide alternative source of water during drought. They contribute to the socio-economic development and food security of populations through the practice of irrigated agriculture in the dry season. Unfortunately, these surface water reservoirs tend to dry up prematurely before the last harvest. One solution to these irrigation water shortages is to ensure the conjunctive use of surface and groundwater. In this respect, a better knowledge of groundwater resources is essential for integrated water resources management.
The objective of this work is to contribute to a better understanding of the surface water reservoirs in the vicinity of irrigation water reservoirs for agricultural purposes. The present study is part of the "Programme d'Appui au Développement de l'Irrigation (PADI)" (Irrigation Development Support Programme). The watersheds of Kierma (area of ≈100 km2) and Mogtédo (≈500 km2), which all have surface water reservoirs for irrigation, were chosen for the study. They are located in the climatic context of semi-arid and on crystalline and crystallophyllous basement geological formations.
The methodological approach was based on several steps. The first consisted in characterising the geometry and structure of the aquifer systems of the two basins, mainly through the analysis of lithologs and electrical geophysical investigations (electrical resistivity tomography, ERT). Then, the hydrodynamic properties of the aquifers were determined on the basis of the interpretation of slug tests and the results of pumping tests from the drilling campaigns. This was followed by the characterisation of the interactions between the surface water reservoirs and the groundwater tables through the spatio-temporal analysis of the piezometric chronicles and water levels in the reservoirs coupled with the physico-chemical analyses of the groundwater. The natural and local recharge of groundwater tables was estimated using methods based on the water balance. Finally, the results of these hydrogeophysical and hydrogeological investigations were used to develop a hydrological model integrated with the HydroGeoSphere programme to simulate surface and groundwater flows in the Kierma watershed.
The results indicate that the aquifer system of the watersheds consists of a layer of weathering Page | iii
which integrate alluvium, and a layer of fissured/fractured rock. These aquifers contain hydraulically connected water bodies. The results also show that small surface water reservoirs are in interaction with groundwater bodies while favouring focused recharge. The rate of focused recharge is a function of the geological context and the texture of the sediments in the reservoirs. This approach, applied to the surface water reservoirs of Kierma and Mogtédo permitted to estimate an average focused recharge of 1,350 ± 540 mm/year at Kierma and 1,080 ± 540 mm/year at Mogtédo for average annual natural recharges of 82 mm/year at Kierma and 48 mm/year at Mogtédo. In addition, the hydraulic conductivity values are between 0.01 and 2 m/day at Kierma and between 1×10-4 and 0.2 m/day at Mogtédo. These values of conductivity could make it possible to pump into large diameter dug wells with a significant flow rate of between 0.5 and 120 m3/day in Kierma and between 0 and 10 m3/day in Mogtédo to compensate for the early drying up of the surface water reservoirs for irrigation. In this way, plots of crops with a surface area of between 100 and 22,300 m2 in Kierma and between 0 and 1,800 m2 in Mogtédo could be irrigated daily. All the geological and hydrogeological information made it possible to carry out a numerical simulation that reproduces the observed underground flows and the interactions between and the groundwater.
Keywords: surface water reservoir, water balance, piezometry, hydrochemistry, recharge, surface water-groundwater interaction, Mogtédo, Kierma, Burkina Faso.
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Remerciements
Loin d’être un travail solitaire, le travail de thèse est avant tout une expérience humaine au cours de laquelle, on apprend de soi et des autres. Ce projet de thèse n’aurait jamais pu aboutir sans l’implication et le soutien de nombreuses personnes et institutions que je remercie sincèrement. J’exprime d’abord toute ma gratitude à mon promoteur Dr Serge Brouyère pour son accompagnement indéfectible, son expertise, ses conseils et encouragements tout au long de ces quatre années. Je vous remercie profondément pour votre disponibilité et pour tous les efforts fournis pour la finalisation de cette thèse. J’exprime ma profonde reconnaissance à Dr Philippe Orban pour sa disponibilité, encadrement, ses conseils et pour tous les échanges fructueux pour la réalisation de ce projet de thèse. Je suis très reconnaissante au Pr Alain Dassargues pour ses participations à mon comité de thèse, ses encouragements et pour avoir accepté de présider le jury de thèse. J’exprime également ma gratitude au Dr Éric Hallot pour avoir accepté depuis le début de faire partie de mon comité de thèse et de siéger dans le jury. Vos nombreuses pistes de réflexions et orientations ont enrichi les résultats de cette thèse. Je suis très reconnaissante au Pr René Therrien de m'avoir aidée à utiliser "HydroGeoSphere" et d’avoir accepté d’examiner mes travaux en tant que membre du jury. Vos précieux conseils et recommandations ont permis d’améliorer le modèle hydrologique réalisé. J’aimerais remercier Dr Benjamin Dewals, Dr Florence Habets et Dr Koussoubé Youssouf qui m’ont fait l’honneur de juger mon travail et d’avoir accepté de siéger dans le jury. Je vous remercie pour votre disponibilité et vos apports pour l’amélioration du document. J’exprime ma profonde reconnaissance à Dr Abdou Boko Boubacar, Vinicius Ferreira Boico, Dr Richard Hoffmann et Dr Guillaume De Schepper pour les échanges très fructueux et l’accompagnement dans la réalisation de modèle hydrologique. Je remercie Dr Issoufou Ouédraogo et Dr Elie Sauret pour les relectures et les corrections de mes chapitres de thèse. J’exprime ma profonde reconnaissance à tous ceux qui ont participé aux travaux de Page | v
terrain. Je pense notamment à Francis Guyon, Dr Éric Hallot, Caroline Sprumont, Arnaud Grommet, Pierre Briest, Zoundi Mahamadi, Joel Rouamba, Adama Sawadogo, Valentin Nikiema. Mes remerciements s’adressent également à l’ensemble du personnel de l’Université de Liège en particulier au Doyen de la Faculté des Sciences appliquées (Prof Éric JM Delhez) et au Président du Collège Doctoral (Benjamin Dewals) pour avoir facilité la finalisation de la thèse. Je remercie également toute l’équipe des professeurs Alain Dassargues et Fréderic Nguyen, de même que le personnel administratif de GEO3 : Fréderic Nguyen, Leila, Nadia, David, Hadrien, Youcef Hakimi, Youcef Boudjana, Tanguy, Thomas, Ingrid, Pierre, Laura, Fatoumata, Itzel, Tom, Aline, Robin, Jorge, Richard, Solomon et Ohla. Merci à tous les stagiaires et anciens doctorants de la Faculté qui ont, de près ou de loin, apporté leur soutien : Gédeon, Raoul, Joël, Aziz, Maguette, Elie, Maman Sani, Sadia, Daddour, Jeff, Aoulatou, Justine. J’exprime ma profonde reconnaissance à Wallonie Bruxelles International en particulier qui a financé cette thèse. Mes vifs remerciements s’adressent à l’administratrice générale Pascale Delcomminette et à l’ensemble de son personnel avec qui nous avions merveilleusement collaboré durant ces travaux de recherche (Michel-Ange Vinti, Julie Everaerdt, Anselme Sawadogo). Notre profonde gratitude va également à l’endroit de l’Association pour la Promotion de l'Éducation et de la Formation à l'Étranger (APEFE) qui a co-financé, à certains moments, notre Projet de recherche. Je remercie Alassane Guiré, Chef du Département de la gouvernance du développement rural de la Primature et Dr zacharia Gnakambary, ancien directeur du BUNASOL pour leur soutien. J’exprime ma profonde reconnaissance à tout le personnel du BUMIGEB, en particulier Dr Sayouba Kafando pour les données fournies et les conseils. Je remercie également tout le personnel de la Direction Générale des Ressources en Eau et toute l’équipe du centre de documentation. Je remercie l’ensemble des collègues de la DGAHDI pour leur appui inestimable dans la conduite de cette thèse en particulier B.V.C. Adolphe Zangré, Kibissi Paré, Farid Traoré, Didier Warin, Francis Guyon, Sié Palé, Awa Ouédraogo, Orokiatou Ouattara, Mahamadi Zoundi, Nadège Marie Yé, Alain Franck Kaboré, Tasseré Sawadogo, Baki Bassolo , Yaya
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Ouibga. Je tiens à remercier tous les chauffeurs de la DGAHDI : Ousmane Guiré, Alfred Bado, Charlemagne Yoda, Arouna Tiendrébéogo, Amadé Ouédraogo, Ouattara, Moussa Zida, Roland Kaboré, Rachid Cissé, Blaise Sawadogo qui m’ont accompagnée et aidée sur le terrain pour la collecte des données. Je ne peux oublier les membres de l’Association des Femmes pour le Développement durable de l’Agriculture (AFeDA) dont je suis membre fondateur. Je vous remercie pour votre soutien et votre compréhension pour mon absence des activités de l’association durant ces quatre dernières années. Je tiens aussi à remercier tous les amis rencontrés à Liège : Martine, Rachelle, Ifeoluwa, Arnaud, Marie, Philbert, Ousmane, Luc, Esaï, Clarisse, Mouniratou, Biba, Déborah, Alice, Hassana, Astride, Tatiana, Damaris, François d’Assise, Daniel, Francis, Julie, Gaël, Guillaume, Remi et sa femme, Julien et sa compagne. J’exprime ma profonde gratitude à la famille Sprumont pour m’avoir adoptée comme une sœur et m’avoir fait découvrir la culture belge et la ville de Bruxelles. Je souhaite enfin remercier mes proches pour leur présence et leur soutien. Merci à ma fille Charlène pour avoir supporté mes longues absences. Merci à ma tante Clémence Dicko et à son mari pour avoir accepté de garder ma fille pendant mes séjours à Liège et pour leurs encouragements. Un grand merci à ma mère, mes frères et sœurs pour leur présence et écoute attentive. Merci à tous mes cousins et cousines, en particulier Pélagie Doulgou, Guiébré Biba, Gouem Rita et Mouniratou Moné pour leur accompagnement et leur encouragement. Merci à mes amis et promotionnaires du 2iE pour leur soutien : Zaliatou, Dorothée, Fatou Sidibé, Dr Ousmane Yonaba, Ines, Edwige, Dr Cheick Zouré et bien de nombreuses autres personnes que je ne saurais citer. Merci – Barka gouta
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Table des matières
Résumé ...... i
Abstract ...... iii
Remerciements ...... v
Table des matières ...... viii
Liste des figures ...... xvi
Liste des tableaux ...... xxiv
Liste des sigles et Acronymes ...... xxvi
Introduction générale ...... 1
i. Contexte, problématique et justification de la thèse ...... 1
ii. Objectifs de la thèse ...... 3
Généralités sur les barrages - retenues d’eau...... 6
I.1. Introduction ...... 6
I.2. Définition des termes de base ...... 6
I.2.1. Barrage ...... 6
I.2.2. Retenue d’eau ...... 7
I.3. Classification des barrages et fonction des retenues d’eau ...... 8
I.3.1. Classification des barrages ...... 8
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I.3.2. Utilisation des barrages – retenues ...... 9
I.4. Impacts des barrages-retenues d’eau ...... 10
I.4.1. Impacts socio-économiques et financiers...... 10
I.5. Situation des retenues d’eau au Burkina Faso ...... 18
I.5.1. Retenues d’eau agricoles et aménagements hydro-agricoles...... 20
I.6. Conclusion partielle au Chapitre I...... 21
État de l’art sur les interactions retenues d’eau -nappe d’eau souterraine dans un bassin versant en zone de socle ...... 23
II.1. Introduction ...... 23
II.2. Modèle conceptuel simplifié du fonctionnement hydrologique et bilan hydrique d’un bassin versant sahélien ...... 24
II.3. Typologie et mise en interactions retenues d’eau– nappes d’eau souterraine ...... 26
II.3.1. Typologies des interactions retenues d’eau – nappes d’eau souterraine ...... 27
II.3.2. Mise en évidence des interactions retenues d’eau –nappes d’eau souterraine ...... 28
II.4. Méthodes d’identification et de quantification des échanges retenues d’eau-nappes d’eau souterraine ...... 29
II.4.1. Méthodes basées sur la loi de Darcy ...... 30
II.4.2. Approches du bilan hydrique ...... 31
II.4.3. Méthodes hydrochimique et isotopique ...... 38
II.4.4. Modélisation des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines .. 41
II.5. Conclusion partielle au Chapitre II...... 43 Page | ix
Présentation générale de la zone d’étude ...... 45
III.1. Cadre physique général du Burkina Faso ...... 45
III.2. Présentation des bassins de Mogtédo et de Kierma ...... 49
III.2.1. Site de Kierma...... 50
III.2.2. Site de Mogtédo ...... 52
III.3. Situation démographique et socio-économique ...... 54
III.3.1. Situation démographique ...... 54
III.3.2. Situation socio-économique ...... 55
III.4. Cadre physique des zones d’étude ...... 60
III.4.1. Contexte climatique...... 60
III.4.2. Topographie et géomorphologie ...... 63
III.4.3. Hydrographie ...... 64
III.4.4. Sols ...... 64
III.4.5. Occupations des sols ...... 67
III.4.6. Géologie...... 69
III.4.7. Hydrogéologie...... 71
Caractérisation physique des aquifères ...... 73
IV.1. Introduction ...... 73
IV.2. Spatialisation des linéaments par télédétection ...... 73
Page | x
IV.2.1. Données et matériels ...... 74
IV.2.2. Méthodes ...... 74
IV.2.3. Extraction des linéaments ...... 77
IV.2.4. Validation des linéaments ...... 79
IV.2.5. Distribution directionnelle et densité des linéaments ...... 83
IV.3. Caractérisation des aquifères superficiels par la géophysique ...... 85
IV.3.1. Matériels et méthodes ...... 85
IV.3.2. Investigations de terrain et inversion des données...... 88
IV.3.3. Prétraitement et traitement des données ...... 89
IV.3.4. Interprétation géophysique et géologique des résultats ...... 90
IV.3.5. Site de Mogtédo ...... 93
IV.3.6. Synthèse des résultats des investigations géophysiques et discussions ...... 97
IV.4. Analyse des logs de forages ...... 97
IV.4.1. Acquisition des données ...... 98
IV.4.2. Analyse et interprétation des lithologs ...... 98
IV.5. Conclusion partielle au Chapitre III...... 104
Caractérisation hydrodynamique des aquifères...... 106
V.1. Introduction ...... 106
V.2. Caractérisation des échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine ...... 107 Page | xi
V.2.1. Réseau de suivi de la nappe d’eau superficielle et des retenues d’eau...... 107
V.2.2. Hydrodynamisme des nappes d’eau et évidence des interactions avec les retenues d’eau ...... 109
V.2.3. Paramètres hydrodynamiques des aquifères superficiels ...... 115
V.3. Caractérisation hydrodynamique des nappes d’eau souterraine à l’échelle régionale des bassins versants ...... 118
V.3.1. Campagnes piézométriques ...... 118
V.3.2. Variations spatio-saisonnières de la piézométrie à Kierma ...... 119
V.3.3. Synthèse des paramètres hydrodynamiques des aquifères à l’échelle régionale des bassins de Kierma et de Mogtédo ...... 121
V.4. Conclusion partielle du chapitre V...... 122
Caractérisation hydrogéochimique des eaux des bassins de Kierma et de Mogtédo ...... 124
VI.1. Introduction ...... 124
VI.2. Description des campagnes hydrochimiques ...... 124
VI.2.1. Campagnes d’échantillonnage ...... 125
VI.2.2. Méthodes analytiques et précision des données ...... 127
VI.3. Apport de l’hydrochimie à la mise en évidence des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine ...... 128
VI.3.1. Caractéristiques physico-chimiques des eaux ...... 128
VI.3.2. Identification des faciès hydrochimiques des eaux ...... 129
Page | xii
VI.3.3. Processus d'échange ionique...... 130
VI.4. Comportement hydrochimique des nappes d’eau souterraine à l’échelle régionale du bassin de Kierma ...... 131
VI.4.1. Paramètres physico-chimiques ...... 132
VI.4.2. Caractéristiques chimiques des eaux souterraines ...... 132
VI.5. Conclusion partielle au Chapitre VI...... 134
Quantification de la recharge globale et exploitabilité des nappes d’eau ...... 136
VII.1. Introduction ...... 136
VII.2. Estimation de la recharge naturelle ...... 138
VI.1.1. Synthèse de la méthodologie ...... 138
VI.1.2. Termes du bilan ...... 139
VI.1.3. Analyse de la recharge naturelle estimée ...... 142
VII.3. Estimation de la recharge locale...... 143
VI.1.4. Description de la méthodologie ...... 144
VI.1.5. Quantification des différents termes de la formule de recharge locale ...... 145
VI.1.6. Analyses des incertitudes sur les différents termes du bilan ...... 147
VI.1.7. Analyse de la recharge locale estimée ...... 147
VII.4. Exploitabilité des eaux souterraines pour l’irrigation ...... 150
VII.5. Conclusion partielle au Chapitre VII...... 152
Modélisation des interactions entre les eaux de surface et souterraines dans le Page | xiii
bassin de Kierma ...... 154
VIII.1. Introduction...... 154
VIII.2. Modèle hydrologique HydroGeoSphere (HGS) ...... 155
VIII.2.1. Représentation mathématique du terme de couplage surface - souterrain ...... 157
VIII.2.2. Recharge des eaux souterraines ...... 158
VIII.2.3. Calcul de l'évapotranspiration dans HGS ...... 158
VIII.3. Modèle conceptuel ...... 160
VIII.3.1. Données climatiques ...... 160
VIII.3.2. Occupation des terres et paramètres d’écoulement des eaux de surface ...... 161
VIII.3.3. Modèle géologique et paramètres d’écoulement des eaux souterraines ...... 163
VIII.4. Conditions aux limites ...... 166
VIII.5. Discrétisation ...... 166
VIII.6. Calibration du modèle ...... 168
VIII.6.1. Procédures de calibration ...... 168
VIII.6.2. Résultats de la calibration ...... 171
VIII.6.3. Conductivités hydrauliques et paramètres de Van Genuchten ...... 180
VIII.7. Examen des interactions eaux de surface-eaux souterraines à l’aide du modèle.... 181
VIII.7.1. Analyse spatiale des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines ...... 181
VIII.8. Analyse temporelle des échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines Page | xiv
...... 184
VIII.9. Estimation de la recharge globale et locale ...... 185
VIII.9.1. Bilan hydrique global du bassin versant et de la recharge naturelle ...... 185
VIII.9.2. Évaluation de la recharge locale à l’échelle de la retenue d’eau de Kierma ... 186
Conclusion partielle au Chapitre VIII...... 187
Conclusion générale et recommandations ...... 188
VIII.10. Synthèse des principaux résultats ...... 188
VIII.11. Contribution de l’étude à la connaissance et à la gestion des nappes d’eau souterraine dans un contexte d’irrigation ...... 190
VIII.12. Limites du travail ...... 191
VIII.13. Perspectives ...... 192
Références bibliographiques ...... 194
Annexes ...... 251
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Liste des figures
Figure I-1. Barrages et retenues d'eau associées ...... 8
Figure I-2. Impacts majeurs des barrages-retenues d'eau ...... 14
Figure I-3. Modifications du cycle hydrologique pouvant être engendrées par un barrage- retenue d’eau (Moulin et al., 2005) ...... 16
Figure I-4. Situation des retenues d’eau du Burkina Faso en 2011(MEAHA, 2012) ...... 19
Figure I-5: Répartition des sources d'eau utilisées pour l'irrigation des cultures (enquêtes
MAAH, 2019) ...... 20
Figure II-1. Modèle conceptuel du fonctionnement hydrologique d'un bassin versant sahélien comportant une retenue d’eau d’irrigation...... 25
Figure II-2. Interactions retenue d’eau - nappe: (a) retenue d’eau drainante ; (b) perdante ; (c) perdante séparée de la nappe par une zone non saturée ; (d) drainante et perdante (Molénat et al., 2016) ...... 27
Figure III-1. Présentation générale du Burkina Faso - situation et découpage administratif .. 45
Figure III-2. Zones climatiques du Burkina Faso (1971-2000) ...... 46
Figure III-3. Type d’Aquifère et Productivité (modifié Koussoubé et al., 2018)...... 49
Figure III-4. Retenues d'eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 50
Figure III-5. Présentation du bassin de Kierma ...... 51
Page | xvi
Figure III-6. Présentation du bassin de Mogtédo...... 53
Figure III-7. Champs rizicole (a), récolte d'oignon (b), champs de choux (c) et de courgette (d) et à Mogtédo...... 57
Figure III-8. Répartition des superficies exploitées (a et c) et du nombre de producteurs (b et d) par spéculation à Kierma (A) et Mogtédo (B) (source : Guyon et al., 2016e) ...... 57
Figure III-9. État des cultures après l'assèchement de la retenue de Kierma en février 2016
(Guyon et al., 2016e) ...... 58
Figure III-10. Prélèvement de l'eau de la retenue de Mogtédo pour la consommation (crédit photo : Kouali, 2010) ...... 60
Figure III-11. Moyenne mensuelle de la pluviométrie et de l’ETP aux stations de Kombissiri et de Zorgho de 1988 à 2018. Moyenne journalière de l’Isolation, la vitesse du vent (u2), de l’humidité relative et de la température de l’air à la station Ouagadougou aéroport de 1988 à
2018...... 61
Figure III-12. Indice pluviométriques standardisé de 1988 à 2018 pour les stations de
Kombissiri et Zorgho ...... 62
Figure III-13. Distribution des types de sols dans le bassin de Kierma(a) et de Mogtédo(b) . 66
Figure III-14: occupations des sols dans le bassin de Kierma (a) et de Mogtédo (b) (PADI,
2014a modifiée)...... 68
Figure III-15. Géologie des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)...... 71
Page | xvii
Figure IV-1. Méthodologie d'identification et d'extraction des linéaments...... 77
Figure IV-2. Compilation des résultats obtenus après différents traitements (manuel et automatique). Carte géologique télé-analytique finale de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 79
Figure IV-3. Superposition des linéaments extraits automatiquement aux structures et formations géologiques et aux forages positifs géolocalisées dans les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 81
Figure IV-4. Superposition des linéaments extraits automatiquement à la carte d’ombrage des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 82
Figure IV-5. Superposition des linéaments extraits automatiquement à la carte des pentes des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 82
Figure IV-6. Densité des linéaments extraits automatiquement dans les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b) ...... 83
Figure IV-7. Rosace directionnelle des linéaments en pourcentage du nombre à Kierma (a) et de Mogtédo (b). Rosace directionnelle des linéaments en pourcentage des longueurs à Kierma
(c) et Mogtédo (d)...... 84
Figure IV-8. ABEM Terrameter SAS 1000 (Sprumont, 2016) ...... 87
Figure IV-9. Roll Allong ½ (Bernard, 2003) ...... 87
Figure IV-10. Localisation des profils géophysiques dans le bassin de Kierma (a) et de
Mogtédo (b)...... 89
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Figure IV-11. Classification des résistivités interprétées des sections P1 à P3 du site de Kierma
...... 92
Figure IV-12. Modèles géologiques synthétiques des sections P4 et P5 (a) et P1, P2 et P3 (b) du site de Kierma ...... 93
Figure IV-13. Classification des résistivités interprétées des sections P10 à P12 du site de
Mogtédo ...... 95
Figure IV-14. Modèles géologiques synthétiques des sections P7, P8 et P9 (a), P6 (b), P10,
P11 et P12 (c), P1 à P5 (d)...... 96
Figure IV-15. Localisation des coupes de forages dans le bassin de Kierma ...... 100
Figure IV-16.Transect longitudinal NE – SW du bassin de Kierma suivant le profil Toanga -
Fourgo ...... 100
Figure IV-17. Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando
Bilbalogo - Fourgo ...... 101
Figure IV-18. Localisation des coupes de forages dans le bassin de Mogtédo ...... 102
Figure IV-19.Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando
Bilbalogo - Fourgo ...... 103
Figure IV-20. Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando
Bilbalogo - Fourgo ...... 103
Figure IV-21. Transect longitudinal S - N du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando
Page | xix
...... 104
Figure V-1. Localisation des ouvrages de suivi des eaux et des stations pluviométriques dans les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b). Les points rouges représentent les micropiézomètres dans lesquels les sondes ont été installées pour le suivi en continu des niveaux d’eau...... 107
Figure V-2. Coupe schématique et photo illustrative d’un micropiézomètre ...... 108
Figure V-3. Données chronologiques des pluies efficaces, des niveaux piézométriques et des niveaux d'eau des retenues de Kierma (a) et de Mogtédo (b). Les deux lignes horizontales des graphiques correspondent respectivement au niveau d'eau maximum et à l'altitude du fond de la retenue d’eau...... 110
Figure V-4. Carte piézométrique de la saison sèche (a) et de la saison de pluies (b) du site de
Kierma, basée sur les mesures de 20 micropiézomètres et du niveau d’eau de la retenue ..... 113
Figure V-5. Carte piézométrique de la saison sèche (a) et pluvieuse (b) du bassin versant de
Mogtédo, basée sur les mesures de 29 micropiézomètres et du niveau d’eau de la retenue .. 114
Figure V-6. Localisation des Slug tests réalisés à Kierma (a) et à Mogtédo (b) ...... 116
Figure V-7. Fréquence cumulée de la conductivité hydraulique de l'aquifère peu profond du bassin versant de Mogtédo et Kierma...... 117
Figure V-8. Localisation des puits et forages des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b) 119
Figure V-9. Carte piézométrique en saison sèche (a) et pluvieuse (b) à l’échelle du bassin versant de Kierma ...... 120 Page | xx
Figure VI-1. Localisation des points d’échantillonnage autour des retenues de Kierma (a) et
Mogtédo (b)...... 126
Figure VI-2. Localisation des points d’échantillonnage dans le bassin de Kierma ...... 127
Figure VI-3. Composition chimique des eaux en saison sèche (a) et en saison des pluies (b) à
Kierma ...... 129
Figure VI-4. Composition chimique des eaux en saison sèche (a) et en saison des pluies (b) à
Mogtédo ...... 129
Figure VI-5. (Ca+Mg) - (HCO3+SO4) VS (Na+K) - Cl à Kierma (a) et Mogtédo (b) ...... 131
Figure VI-6. Représentation des eaux souterraines du bassin de Kierma dans le diagramme de
Piper en saison sèche (a) et de pluies (b)...... 133
Figure VI-7. Minéralisation des eaux souterraines en fonction de la période d'échantillonnage et du type de nappe en saison sèche (a) et de pluies (b) ...... 133
Figure VII-1. Variation journalière de l’état de remplissage des retenues d’eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b) sur la période du 1er avril 2012 au 15 mars 2015. Les traits discontinus rouges représentent les cotes des déversoirs et des cuvettes de retenues d’eau...... 145
Figure VII-2. Évolution journalière de l’évaporation en fonction des niveaux d’eau des retenues d’eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b)...... 146
Figure VII-3. Infiltration (recharge) locale en fonction des niveaux de la retenue d'eau de
Kierma ...... 149
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Figure VII-4. Infiltration (recharge) locale en fonction des niveaux de la retenue d'eau de
Mogtédo ...... 150
Figure VIII-1. Classe d'occupation des terres du bassin de Kierma ...... 162
Figure VIII-2. Modèle géologique 3D et discrétisation spatiale de la zone d'étude ...... 167
Figure VIII-3. Étapes de la calibration ...... 168
Figure VIII-4. Hauteurs piézométriques simulées VS observées (a) et Résiduelles Vs observées ...... 172
Figure VIII-5. Saturation du sous-sol calculée en régime permanent ...... 173
Figure VIII-6. Hauteur piézométrique du cycle saisonnier au PZRG5 (a) et PZRD2 (b) .... 174
Figure VIII-7. Déversement d'eau du barrage de Kierma à l'équilibre dynamique ...... 175
Figure VIII-8. Comparaison des niveaux piézométriques simulées en régime transitoire et observées des micropiézomètres PZRG5 (a) et PZRD2 (b) ...... 176
Figure VIII-9. Comparaison des volumes d’eau journaliers transitant par le déversoir de
Kierma simulés et observés en 2012 (a), 2013 (b) et 2014 (c). Le trait discontinu en vert matérialise le volume maximum déversé observé pour l’année considérée...... 178
Figure VIII-10. Volumes d’eau transitant par le déversoir du barrage de Kierma simulés en régime transitoire...... 179
Figure VIII-11. Volumes d’eau déversés mensuellement simulés VS volumes d’eau déversés mensuellement observés ...... 179 Page | xxii
Figure VIII-12. Représentation spatiale 2D des flux échangés entre les eaux de surface et les eaux souterraines. Les valeurs positives représentent l’exfiltration et les valeurs négatives l’infiltration ...... 183
Figure VIII-13. Flux échangés entre les retenues (a, b, c) et cours (d) d'eau et les nappes d’eau souterraines dans le bassin de Kierma ...... 185
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Liste des tableaux
Tableau I-1. Capacités de stockage et volumes interannuels stockés estimés (MEE, 2001; Pieyns, 2017a) ...... 19
Tableau III-1. Caractéristiques des barrages-retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo ...... 50
Tableau IV-1. Paramètres appliquées pour la détection et d'extraction automatique des linéaments ...... 77
Tableau IV-2. Gammes de résistivité pour les différents types de roches (Yaméogo, 1988) . 90
Tableau V-1. Statistiques descriptives des conductivités hydrauliques en m/jour ...... 115
Tableau V-2. Paramètres hydrodynamiques des forages (aquifère des roches fissurées/fracturées) ...... 122
Tableau VII-1. Réserve maximum en eau selon le type de sol du bassin de Kierma ...... 140
Tableau VII-2. Réserve maximum en eau selon le type de sol du bassin de Mogtédo ...... 140
Tableau VII-3. Recharge et autres termes du bilan hydrique dans les bassins versants de Kierma et Mogtédo ...... 142
Tableau VII-4. Incertitudes liées aux termes de l’Équation (VII-6 ...... 147
Tableau VII-5. Paramètres pris pour l’estimation des débits (Gowing et al., 2020) ...... 151
Tableau VII-6. Estimation des débits du puits, des besoins en eau des cultures et de la surface irrigable ...... 152
Tableau VIII-1. Paramètres requis pour l’estimation de l’Évapotranspiration ...... 161
Tableau VIII-2. Paramètres d’écoulement des eaux de surface...... 163
Tableau VIII-3 Synthèse bibliographiques des conductivités hydrauliques des différentes unités géologiques ...... 164
Tableau VIII-4 Paramètres hydrodynamiques requis dans le modèle ...... 165
Tableau VIII-5. Propriétés des forages ...... 165
Tableau VIII-6. Données climatiques utilisées pour la simulation en équilibre dynamique 170
Tableau VIII-7. Paramètres d'évapotranspiration et d’écoulement des eaux de surface ...... 180
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Tableau VIII-8.Conductivités hydrauliques et paramètres de Van Genuchten résultant de la calibration...... 181
Tableau VIII-9. Recharge globale, l'ETR, Evaporation et exfiltration ...... 186
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Liste des sigles et Acronymes
ANAM Agence Nationale de la Météorologie APEFE Association pour la Promotion de l'Éducation et de la Formation à l'Étranger BRGM Bureau de Recherches Géologiques et Minières BUMIGEB Bureau des Mines et de la Géologie du Burkina BUNASOL Bureau National des Sols CIEH Comité inter-états d’études hydrauliques DGAHDI Direction Générale des Aménagements Hydro-agricoles et du Développement de l’Irrigation DGRE Direction Générale des Ressources en Eau (Ministère de l’Eau et de l’Assainissement) FAO Food and Agriculture Organization GIRE Gestion Intégrée des Ressources en Eau GPS Global Positionning Position INSD Institut National de la Statistique et de la Démographie MAAH Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-agricoles MNT Modèle Numérique de Terrain OMS Organisation Mondiale de la Santé ORSTOM Office de la Recherche scientifique et Technique d'Outre-Mer PADI Programme d’Appui au Développement de l’Irrigation pH potentiel Hydrogène PPIV Projet Promotion de la Petite Irrigation Villageoise ULiège Université de Liège UTM système de projection Universal Transverse Mercator WBI Wallonie Bruxelles Internationale
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Introduction générale
i. Contexte, problématique et justification de la thèse
L’agriculture est la principale source de subsistance pour la majorité des populations africaines et surtout celles de l’Afrique subsaharienne où ce secteur emploie 60 % de la main d’œuvre active et constitue 35 % du PIB (Jalloh et al., 2017). Cette agriculture est fortement pluviale et très vulnérable aux variabilités climatiques. Ainsi, les longues sécheresses dévastatrices des années 1970-1980 ont eu de sérieuses répercussions sur les productions agricoles entrainant de grandes famines (Rescan, 2005; Reij et al., 2005). Les années sèches impliquent de coûteuses importations et un recours à l’aide alimentaire internationale (Dilley et al., 2005). Le fait le plus marquant de ces variations climatiques dans la région est la baisse des précipitations. En 30 ans seulement, les isohyètes se sont déplacés de 200 à 300 km vers le sud (Blein et al., 2008) entrainant une aridité prolongée avec des conséquences sur les productions agricoles.
Le Burkina Faso n’est pas en marge de cette situation, il est fortement éprouvé par des poches de sécheresse imputable à une mauvaise répartition spatio-temporelle des pluies et à leur insuffisance quantitative (Sanou et al., 2015). Face à cette situation, le pays, à l’instar des autres pays de la sous-région ouest africaine, a investi des fonds pour accroitre les performances de l’agriculture par l’adoption de l’irrigation considérée comme le meilleur moyen d’augmenter la production agricole tout en réduisant sa vulnérabilité à la variabilité climatique (Mul et al., 2015). Il s’est lancé, depuis les années 1980, dans la construction de nombreux petits barrages d’eau permettant le stockage et la mobilisation des ressources hydriques pour l’irrigation des cultures en toute saison à travers divers aménagements (Woodhouse et al., 2017) . Le nombre de petits barrages s’est accru de 289 en 1966 à 714 en 1987 (Nebie, 1993) et à 1700 en 2017 (Pieyns, 2017b).
Ces ouvrages sont perçus surtout par les populations rurales comme une stratégie d’anticipation et de gestion de risque alimentaire. Ils assurent les besoins en eaux domestiques et le développement d’activités agropastorales. Outre la possibilité de diversifier la production et l’alimentation, l’agriculture irriguée, notamment le maraîchage se révèle être une activité génératrice de revenus (Sanou et al., 2015). Malheureusement, ces ouvrages sont soumis à des contraintes anthropiques et naturelles telles que la surexploitation, la forte évaporation des Page | 1
ressources en eau et la sédimentation des cuvettes engendrant des conséquences néfastes sur les activités qui en dépendent. Ces problèmes ont, à plusieurs reprises, contribué à l'assèchement précoce des petits barrages (Acheampong et al., 2014) créant des pertes financières pour les exploitants agricoles.
Cette situation met en péril l’atteinte de la sécurité alimentaire des populations. Il s’avère donc nécessaire de trouver des solutions adaptées au contexte du pays.
De plus en plus considérée comme une ressource largement inexploitée pour le développement agricole, les eaux souterraines pourraient améliorer considérablement la sécurité alimentaire et les moyens de subsistance (Villholth, 2013) et combler les déficits en eau en cas de tarissement des réservoirs. Les réserves d'eau souterraine sont considérées comme vastes et largement accessibles, mais les estimations de leur potentiel sont encore incertaines. Des défis majeurs apparaissent à plusieurs niveaux, notamment la connaissance insuffisante des systèmes aquifères (Pavelic et al., 2013).
Dans ce contexte, un programme axé sur la Recherche-Développement et le renforcement des compétences dénommé « Programme d’Appui au Développement de l’Irrigation (PADI) » a été financé par la Wallonie Bruxelles Internationale (WBI) et l’Association pour la Promotion de l'Éducation et de la Formation à l'Étranger (APEFE) à travers un accord bilatéral entre le Burkina Faso et la Fédération Wallonie-Bruxelles. Il a été mis en œuvre de 2011 à 2017 par l'Université de Liège et le Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-Agricole (MAAHA) du Burkina à travers la Direction Générale de Aménagements Hydro-Agricoles et du Développement de l’Irrigation (DGAHDI). Ce programme, à travers son projet d’appui à la gestion durable des eaux souterraines pour l’agriculture irriguée a contribué à la mise en œuvre de la Stratégie Nationale de Développement Durable de l’Agriculture Irriguée (SNDDAI) par la mise au point d’outils opérationnels à travers la recherche-développement et par le renforcement des capacités humaines, techniques et organisationnelles des structures et acteurs de l’irrigation du Burkina Faso. Les investigations du projet se concentrent particulièrement sur la meilleure connaissance des aquifères au voisinage des petits réservoirs d’eau d’irrigation et leur exploitation à des fins agricoles.
Le présent travail de recherche doctoral s'inscrit dans le cadre de ce projet. Il se propose
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d’étudier donc les potentialités des eaux souterraines au voisinage des réservoirs d’eau pour l’irrigation de complément. Il permettra de renforcer la résilience des producteurs agricoles faces aux changements climatiques en leur proposant des alternatives en cas de tarissement des petits réservoirs d’eau de surface. Les résultats de l'étude sont de nature à apporter une aide aux gouvernants dans la prise de décision en vue de de permettre un développement durable de l’agriculture irriguée qui garantira la sécurité alimentaire des populations.
ii. Objectifs de la thèse
L’objectif global de ces travaux est d’améliorer les connaissances des nappes d’eau superficielle au voisinage des retenues d’irrigation pour des fins agricoles dans un contexte de tarissement précoce des petites retenues d’eau et des variabilités climatiques.
De façon spécifique, ce travail vise à :
. définir la géométrie et de la structure des aquifères et leurs propriétés hydrodynamiques ; . comprendre et décrire le fonctionnement hydrogéologique des nappes d’eau des deux bassins en relation avec les retenues d’eau d’irrigation à travers des méthodes pluridisciplinaires ; . évaluer les potentialités des nappes d’eau souterraines et déterminer leur exploitabilité pour l’irrigation de complément ; . élaborer un modèle hydrologique intégré eau de surface – nappes d’eau souterraine pour une meilleure compréhension des interactions ces deux réservoirs et pour une estimation de la recharge.
iii. Description sommaire des méthodes de l’étude
Pour répondre aux objectifs précédemment décrits, la méthodologie globale de la recherche est basée essentiellement sur plusieurs approches :
. l’utilisation des outils de la télédétection, des systèmes d’informations géographiques (SIG) et de la géophysique appliquée pour la caractérisation physique des aquifères ; . l’approche hydrodynamique et hydrochimique pour l’étude de l’exploitabilité des eaux Page | 3
souterraines et la caractérisation des échanges réservoir-aquifère ; . l’approche bilantaire à différentes échelles spatiales et temporelles pour l’estimation de la recharge naturelle et locale des nappes d’eau souterraine ; . la modélisation à partir d’un modèle conceptuel du fonctionnement de l’hydrosystème d’un bassin versant pour évaluer les échanges de flux entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine et estimer la recharge.
iv. Structuration de la thèse
Cette thèse est structurée autour de 8 chapitres qui peuvent être résumés comme suit :
Une section introductive qui donne un aperçu général sur la problématique et les objectifs de la recherche.
Le premier chapitre porte sur un état de l’art des connaissances sur les petites retenues d’eau en régions arides et semi-arides. Il s’agit d’une part de rappeler leur importance dans le développement socio-économique pour ces régions et d’autre part de présenter les impacts environnementaux induits par leur construction.
Le deuxième chapitre est axé sur une revue littéraire sur les impacts des retenues d’eau d’irrigation sur la recharge des nappes d’eau souterraine. Il présente les méthodes utilisées pour l’identification des interactions retenues d’eau-nappes d’eau souterraines et pour l’estimation des flux d’eau échangés entre ces réservoirs.
Le troisième chapitre présente les zones d’étude à partir des informations existantes dans la littérature mais aussi à partir du traitement et de l'analyse des données historiques collectées (climat, géographie, géologie, hydrogéologie et hydrologie).
Le quatrième chapitre décrit les linéaments hydrogéologiques, la géométrie et la structure des aquifères des zones d’étude. Il présente les méthodes et les différentes données utilisées (données géophysiques, les images satellitaires, etc.).
Le cinquième chapitre est dédié à l’étude des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau superficielles d’une part et entre les nappes des altérites et celles des fissures d’autre part.
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Les propriétés hydrodynamiques des aquifères y sont également abordées.
Le sixième chapitre présente les principaux résultats relatifs au comportement hydrogéochimique des nappes de Mogtédo et de Kierma. Il analyse les types d’eau, les faciès chimiques, les processus géochimiques, l’évolution spatio - temporelle de la minéralisation des eaux souterraines. Il aborde également les interactions retenues – d’eau par des méthodes géochimiques et évalue la qualité des eaux pour l’irrigation.
Le septième chapitre quantifie les recharges directe et locale des nappes d’eau souterraines par des approches de bilan hydrique, leurs potentiels exploitables et leur exploitabilité Il sera question également de l’établissement d’une carte des potentialités des nappes d’eau superficielles à l’échelle du Burkina Faso par la méthode géostatistique.
Le chapitre 8 présente le modèle conceptuel, mathématique et numérique et les résultats de la modélisation hydrologique intégrée 3D avec HydroGeoSphere des écoulements d’eau dans le bassin de Kierma.
Une partie conclusion fera la synthèse des principaux résultats de la thèse. Elle présente également les limites des résultats de l’étude et les perspectives
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Généralités sur les barrages - retenues d’eau
I.1. Introduction
Les retenues d’eau, encore appelées réservoirs d’eau, existent depuis plus de 4000 ans en Chine, en Égypte et en Mésopotamie, principalement pour les besoins en eau potable et en irrigation (Assouline et al., 2011). Dans un passé plus récent, le stockage de l’eau dans des réservoirs ou en amont des barrages s’est développé pour d’autres usages également : l’alimentation des moulins à eau (surtout avant le 20ème siècle), la production électrique, le contrôle des inondations (rétention d’orages), la pêche et la navigation (Dufour & Burger-Leenhardt, 2016). Depuis 1950, le nombre de retenues d’eau a considérablement augmenté et en 2016, leur volume total à l’échelle mondiale était d'environ 6700 km3 (White, 2019).
L’expansion des retenues d’eau a véritablement commencé en Afrique au début du XXe siècle (Lassailly-Jacob, 1984) et s’est accentuée depuis les grandes sécheresses des années 1970 en Afrique Sub-Saharienne (Cecchi et al., 2009). Ces infrastructures impactent la vie socio- économique, l’environnement et le cycle hydrologique régional (Habets et al., 2018).
L’objectif de ce chapitre est de présenter un état de connaissance sur les petites retenues d’eau dans le monde et en particulier au Burkina Faso. Il s’agira de présenter les différents types de retenues d’eau, les conséquences socio-économiques qu’elles engendrent et leurs impacts sur l’environnement.
I.2. Définition des termes de base
I.2.1. Barrage
Un barrage est un ouvrage d’art construit en travers d’une vallée ou du lit d’un cours d’eau pour commander le niveau de l'eau en amont, régulariser l'écoulement ou pour dériver l'eau vers un autre cours d’eau (WMO & UNESCO, 2012). Un barrage intègre un certain nombre d’ouvrages dits annexes lui permettant de remplir ses fonctions(Planète TP, 2009). Il s’agit de :
un évacuateur de crue (également appelé déversoir pour les petits ouvrages), qui protège l’ouvrage des risques de submersion en cas de crue ; Page | 6
une vidange destinée à vider la retenue ;
une ou plusieurs prises d’eau pour remplir ses missions : production d’énergie hydroélectrique, alimentation d’un réseau d’irrigation ou d’un canal de transport, fourniture d’eau potable…
Les barrages peuvent être construits en béton, béton armé, maçonnerie (Figure I-1a), terre et/ou en remblai de roche (Figure I-1b) et en bois. Les barrages en maçonnerie ou en béton (barrage poids, barrage-voûte) et les barrages en remblai (barrage en enrochement, barrage en terre) sont les plus répandus (Chen, 2015). Au Burkina Faso, les barrages sont, dans 86 % des cas, de type «digue en terre compactée» dont 13,3 % de digues «routières» qui relèvent de la même technique de construction mais qui étaient initialement conçues pour améliorer le réseau routier (Biaou et al., 2018; Piquemal, 1991).
I.2.2. Retenue d’eau
Une retenue d’eau (encore appelée réservoir d’eau) désigne une masse d’eau occupant une dépression (ou cuvette) (Figure I-1 a et b). Le terme « retenue d’eau » s'applique à toutes les dépressions naturelles (lacs et mares) ou artificielles (cuvette de barrages et boulis qui est une petite marre artificielle réalisée pour collecter les eaux de ruissellement) contenant de l'eau (Dussart, 1992).
Les origines géologiques des dépressions naturelles sont diverses : tectoniques (failles), glaciaires (un surcreusement glaciaire), volcaniques (ancien cratère), karstique (érosion de roches calcaires), etc. Les retenues d’eau artificielles ont été créées par l’homme pour son utilisation. Leurs cuvettes sont construites à partir d’un barrage ou de l’excavation des sols.
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(a) Barrage de Samandéni (b) barrage de Kierma
Figure I-1. Barrages et retenues d'eau associées
I.3. Classification des barrages et fonction des retenues d’eau
I.3.1. Classification des barrages
Les barrages sont classés en fonction de leur taille, des matériaux utilisés pour la construction, de leur forme, de leur fonction, du potentiel de danger, etc. Les trois premiers types de classification sont les plus courants (Singh, 2019). Selon la taille, un barrage peut être petit, moyen ou grand. La taille est généralement mesurée en termes de hauteur ou de volume d'eau stockée.
Selon la Commission Internationale des Grands Barrages (CIGB), sont considérés comme grands barrages, les ouvrages d’une hauteur supérieure à 15 m, des fondations les plus basses à la crête, ou les barrages dont la hauteur est comprise entre 5 et 15 m et qui retiennent plus de 3 millions de mètres cubes d’eau (CIGB, 2011; Degoutte & Fry, 2002). Selon cette définition, le registre mondial des barrages a enregistré environ 58 000 grands barrages en 2019 dans le monde, dont environ 2 000 barrages en Afrique (FAO/AQUASTAT, 2020). L’Afrique de l’Ouest est relativement peu dotée en grands barrages (Barbier et al., 2009) avec seulement 430 ouvrages (FAO/AQUASTAT, 2020).
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Par ailleurs, certains pays ont défini leurs propres critères de classifications. Aux États-Unis par exemple, les barrages de plus de 90 m sont classés comme grands, tandis qu'en Chine, la définition est basée sur un réservoir d'une capacité supérieure à 100 millions de m3. En Suisse, les barrages d'une hauteur de 40 m ou ceux de moins de 40 m mais dont la capacité du réservoir est supérieure à 1 million de m3 sont considérés comme grands (Blanc & Strobl, 2014). En Afrique du Sud, les barrages sont classés en fonction de leur hauteur, les grands barrages ont une hauteur supérieure à 30 m, les moyens entre 12 et 20 m et les petits entre 5 et 12 m (DWA, 2011). En général, il n’existe pas de normes internationales de classification des petits et moyens barrages. L’Afrique subsaharienne est doté de milliers de petits barrages (hauteur inférieure à 15 m selon les normes CIGB) et malgré des difficultés d’inventaire, leur nombre est estimé à 1001 au Burkina Faso (de Gramont et al., 2017), 800 au Mali, 600 en Côte d’Ivoire et 500 au Ghana (Venot & Cecchi, 2011). La retenue d’eau de Kierma a une capacité de 900 000 m³ et une hauteur de digue maximale de 4.5 m, il situe donc dans la classe des petits barrages –petite retenue d’eau. La retenue d’eau de Mogtédo a une capacité de 7 millions m³ avec une hauteur de digue de 7 m, il est donc un grand barrage.
I.3.2. Utilisation des barrages – retenues
De l’irrigation à la navigation, la production d’énergie ou à l’alimentation en eau potable, les barrages remplissent un rôle essentiel promis à un bel avenir (Planète TP, 2009). En général, ils peuvent être construits pour plusieurs objectifs, entre autres (Le Delliou, 2008):
irriguer des zones agricoles ayant de gros besoins en eau lors des périodes sèches ;
créer des réserves d'eau pour l'alimentation en eau potable des villes. L'eau peut également être nécessaire pour des besoins industriels ;
produire de l'électricité à partir d'une énergie renouvelable, celle de l'eau, avec des usines hydroélectriques accolées au barrage et situées plus bas dans la vallée alimentées par des conduites forcées. ;
maintenir dans les rivières un débit minimum suffisant lors des étiages, pour assurer à la fois un débit écologique satisfaisante des rivières et permettre les prélèvements par pompage à l'aval (pour des besoins d'alimentation en eau, d'irrigation…) ;
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réduire l'effet des crues en retardant l'eau grâce au stockage dans la retenue qui se remplit pour la relâcher après le passage de la crue.
Pour les pays en développement, les retenues d'eau garantissent l'approvisionnement en eau pendant les sécheresses, pour l'irrigation, l'usage domestique et industriel. Ils réduisent les conséquences négatives des inondations (CIGB, 2020).
I.4. Impacts des barrages-retenues d’eau
Les retenues d’eau sont essentielles pour les populations rurales dans les environnements semi- arides du monde entier et notamment en Afrique subsaharienne. Ces ouvrages, développés par milliers dans certains pays, ont de multiples avantages potentiels pour le développement socio- économique. Ils ont également des impacts financiers et environnementaux. Le but de cette section n’est pas de dresser un bilan exhaustif de l’ensemble des impacts des barrages-retenues d’eau ni de juger de leur pertinence des aménagements. Il s’attache à décrire leurs effets sur les pays et les populations bénéficiaires et les impacts sur le milieu naturel et l’hydrologie.
I.4.1. Impacts socio-économiques et financiers
Les retenues d’eau ont une capacité massive à accélérer le développement social et économique grâce à la fourniture d’un approvisionnement en eau adéquat pour les applications domestiques, l'irrigation et la production d'énergie hydroélectrique (Biswas and Tortajada, 2001). Les retenues d’eau de petite taille ont souvent une vocation agricole, principalement pour l’irrigation et l’abreuvement du bétail (Dufour & Burger-Leenhardt, 2016). Elles permettent de sécuriser les moyens de subsistance et augmenter les rendements des cultures (Bruins et al., 1986). Les petites retenues d’eau se sont rapidement avérées être un outil essentiel pour surmonter les aléas du climat (Gunnell & Krishnamurthy, 2003; Pandey et al., 2003; Wisser et al., 2010) et ainsi stabiliser les rendements des cultures (Oweis & Hachum, 2006). Cependant tous les impacts ne sont pas que positifs, les retenues d’eau engendrent des inégalités d’accès aux zones aménagées dans les communaux créant souvent des conflits de terres. Leur existence crée certaines maladies tropicales et devient un vecteur de prolifération des certaines maladies hydriques.
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I.4.1.1. Impacts sociaux
Le stockage des eaux dans les retenues, dans les pays semi-arides, offre des possibilités pour de nouvelles activités économiques aux populations riveraines par la pratique de l’agriculture irriguée, l’élevage et la pêche (Payen et al., 2012). « La pratique de l’agriculture irriguée autour des retenues d’eau de Kierma au Burkina, occupe les jeunes pendant la saison sèche, les empêchant d’aller sur les sites d’orpaillage où ils contractent souvent des maladies respiratoires » (Nikiema, communication personnelle, avril 2017). Ainsi l’exploitation des retenues d’eau permet de limiter l’exode rural tout en réduisant le taux de chômage des jeunes dans les pays en développement.
Les retenues d’eau ont également des impacts positifs sur la santé des populations en contribuant à un accès à une meilleure alimentation en qualité et en quantité (Lipton et al., 2003; Marlet et al., 2017) et par l’augmentation des revenus des ménages qui leur permet d’avoir un meilleur accès aux soins sanitaires (Newborne & Gansaonré, 2017). Cependant plusieurs auteurs s’accordent sur le fait que la présence des retenues d’eau augmente le risque de maladies à vecteurs liées à l'eau (la schistosomiase, l’onchocercose, le choléra, le paludisme, etc.) et la prolifération des vecteurs de certains parasites, bactéries et virus (Boelee et al., 2009, 2013; Cecchi, 2007; Dillon & Fishman, 2019; Giordano et al., 2019; Newborne & Gansaonré, 2017; Samé-Ekobo, 2018). La propagation de ces maladies peut être réduite par un bon assainissement des parcelles irriguées, un contrôle régulier de la qualité des eaux et une bonne sensibilisation des populations riveraines sur leur prévention (Samé-Ekobo, 2018).
Par ailleurs, la construction des barrages entraine le déplacement de populations et la destruction du capital humain qui habite la zone inondée (Dillon & Fishman, 2019). À l’échelle mondiale, la construction des barrages a conduit au déplacement d’environ 40 à 80 millions de personnes au cours du dernier demi-siècle (World Commission on Dams, 2000). Les populations sont parfois réinstallées non loin de leurs anciens habitats ou dans une autre communauté d’accueil. Leurs investissements dans l’emprise des barrages sont souvent dédommagés mais pas les pertes en terres (Bazin et al., 2011). Les populations sont alors confrontées à une perte des moyens d’existence qui peut être compensée par l’exploitation des terres aménagées ou par l’élevage.
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Les barrages-retenues d’eau constituent des pôles d’attraction importants dans les pays semi- arides. Des migrants viennent des autres villages situés dans les bassins versants où sont localisés ces retenues d’eau, d’autres régions du pays ou encore des pays voisins (Bazin et al., 2011). Ces flux migratoires apportent souvent des changements dans la vie des populations locales qui sont entre autres le brassage ethnique, l’amélioration des pratiques agro-sylvo- pastorales et ont ainsi contribué à accroître la pression démographique dans les localités (Boelee et al., 2009).
De même, la production hydroélectrique des barrages-retenues d’eau contribue au développement global des pays. Elle représentait, en 2015, 18% de la production mondiale d’électricité (The World Factbook, 2020). En Afrique, les grands barrages construits en majorité le lendemain des indépendances assurent exclusivement ou partiellement la production électrique. Il s’agit entre autres des barrages de Kariba (1958) à la frontière entre la Zambie et le Zimbabwe, le barrage d'Akosombo (1964) Ghana, le barrage de Kainji (1968) au Nigeria, le Haut-barrage d'Assouan (1969) en Égypte, celui de Kossou (1970) en Côte-d'Ivoire (Lassailly- Jacob, 1983), des barrages de Kompienga (1989), de Bagré (1993) et de Samandeni (2019) au Burkina Faso (Daré et al., 2019; Sandwidi, 2007), etc.. Les avantages de l'électrification étendent l'impact des investissements à grande échelle dans la maîtrise de l'eau au-delà du secteur agricole (Dillon & Fishman, 2019) par développement d’entreprise de transformation des produits agricoles et la modernisation des localités. Pour un pays enclavé comme le Burkina Faso, la production hydroélectrique réduit sa dépendance énergétique extérieure.
Les barrages-retenues d’eau peuvent être une source d’approvisionnement en eau potable quand les eaux souterraines ne peuvent satisfaire les besoins en eau. Par exemple, la ville de Ouagadougou au Burkina Faso dépend presque exclusivement des eaux des retenues de Loumbila et de Ziga (Newborne & Gansaonré, 2017). En Inde, l'ensemble de l'approvisionnement en eau de la ville de Bombay dépend également d'une série de barrages tels que le Vaitarana, le Tansa et le Bhatsa (Shah, 1993).
Les eaux des retenues sont aussi prélevées par les populations pour usages domestiques divers : lessive, nettoyage des véhicules, confection des briques en terre ou encore pour des chantiers de construction de routes.
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I.4.1.2. Impacts économiques et financières
Parmi les multiples utilisations des barrages-retenues d’eau, l'irrigation est considérée comme la stratégie la plus économiquement viable qui a stimulé la construction ou la réhabilitation de plusieurs barrage (Acheampong et al., 2014) en Afrique Sub-Saharienne. Les prélèvements d’eau dans les retenues pour l’agriculture (agriculture irriguée et abreuvement du bétail) représentait 95% des usages en 2005 en Afrique Sub-Saharienne (FAO, 2005). Les aménagements de petite irrigation gérés par les communautés, autour des barrages-retenues d’eau, améliorent les récoltes et le rendement des cultures (Au niveau mondial, l'irrigation ne représente que 20% de la superficie agricole totale mais 40% de la production totale (Turral et al., 2011)) et constituent des systèmes fiables pour la réduction de la pauvreté et l’augmentation des moyens d’existence dans ces pays (Acheampong et al., 2018; Adam et al., 2016; FAO, 2004). En effet, les agriculteurs ont la possibilité de maximiser les revenus de l’agriculture irriguée pendant la saison sèche avec l’augmentation de la demande en produits maraichers (Faulkner et al., 2008). L’impact global de l’irrigation peut être remarquable (Saruchera & Lautze, 2019). La Banque Mondiale (1991 in FAO, 2004) prend comme exemple l’Inde, où 69% de personnes pauvres se localiseraient dans les districts non irrigués, alors que ce pourcentage n’est plus que de 26% dans les districts irrigués. Les enquêtes réalisées par Adam et al. (2016) au Ghana montre que les revenus des irrigants est trois fois supérieurs à ceux des non-irrigants ; et ces revenus proviennent principalement de la vente des cultures irriguées. De plus, la disponibilité de l'eau réduit également le risque de mauvaises récoltes pendant la saison des pluies au regard des variabilités pluviométriques engendrant souvent des poches de sècheresses dans les régions (Giordano et al., 2019). Ainsi, les pays d’Afrique Subsaharienne ont adopté l’usage des retenues d’eau comme une réponse de résilience face aux effets des changements climatiques.
Les autres activités économiques réalisées grâce à l’existence quasi-permanente des eaux des retenues sont essentiellement l’élevage et la pêche qui garantissent également des revenus complémentaires aux agriculteurs. La production hydroélectrique, par contre, offre des emplois et des revenus à des populations souvent loin des zones de productions.
Les bénéfices économiques de l'irrigation restent une composante essentielle de la durabilité des petits barrages et de la subsistance économique rurale (Acheampong et al., 2014).
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L'agriculture (agriculture irriguée et élevage) contribue à la réduction de la pauvreté par l'augmentation de l'emploi et la baisse des prix des denrées alimentaires car la plupart des familles tirent une part croissante de leurs revenus de l'emploi et sont des acheteurs nets de denrées alimentaires (Lipton et al., 2003). Cependant les bénéfices économiques réalisées à travers ces ouvrages ne permettent pas d’avoir de retour sur investissement par les coûts de réalisation (Lipton et al., 2003).
I.4.1.3. Impacts environnementaux
Les barrages-retenues d’eau ont une importance capitale dans le développement socio- économique des pays et surtout des zones rurales mais engendrent aussi des conséquences environnementales qui peuvent survenir pendant leur construction et leur fonctionnement. Les « études d'impact environnemental » sont donc devenues obligatoires préalablement à la réalisation de travaux de réalisation des barrages (Souchon & Nicolas, 2011). La Figure I-2 résume les impacts majeurs des barrages-retenues d’eau
Figure I-2. Impacts majeurs des barrages-retenues d'eau
I.4.1.4. Impacts biophysiques
La construction des barrages d’eau occasionne la perte de terres (Section I.4.1.1), de biomasse et de forêt dues à la submersion des eaux des retenues (Schultz, 2002). Ces pertes en terres sont
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évaluées à plus de 400 000 km² de terres à l’échelle mondiale (CDHAL, 2020). La recherche de terres irrigables près des retenues d’eau favorise aussi une déforestation. De plus, le développement de l’irrigation intensive autour des retenues d’eau provoque l’augmentation de la salinité des sols entrainant la détérioration de la qualité des sols (Fowe, 2015; Gning, 2015).
De même, les barrages (digues) modifient les régimes d’écoulement des eaux, les flux solides, les flux de matières et d’organismes et le régime thermique des cours d’eau sur lesquels ils sont construits (Souchon & Nicolas, 2011). Il s’en suit des transformations des fonctions générales de ces cours d’eau ayant de nombreux liens avec les services écosystémiques qu’ils assurent (régulation des flux sédimentaires, hydriques, organiques, régulation thermique, dépollution, biodiversité, équilibres dynamiques des zones aval fluviales et côtières…)(Souchon & Nicolas, 2011). Ces transformations peuvent générer des altérations qui dépendent de la nature et de la taille des ouvrages (Levêque, 2005; Souchon & Nicolas, 2011). La rupture de communication entre l’amont et l’aval du cours d’eau peut impacter le peuplement aquatique en favorisant le développement d’espèces adaptés au milieu stagnant et l’extinction des espèces migrateurs. Pour atténuer ces conséquences, certains barrages sont dotés de passes à poisson mais la technologie utilisée n'était pas toujours adaptée aux sites et aux espèces concernées (Levêque, 2005). De plus, le maintien de la vie aquatique nécessite la prise en considération d’un débit réservé ou écologique, termes désignant le débit qu'il serait souhaitable de maintenir à l'aval des barrages pour garantir au milieu aquatique des conditions acceptables pour la conservation des espèces animales et végétales selon Levêque (2005). Dans les régions semi-arides où les écoulements d’eau ne sont assurés que pendant la saison des pluies, il est difficile de maintenir ce débit.
Par ailleurs, les pratiques agricoles autour des retenues d’eau avec souvent l’utilisation abusive des engrais chimiques et pesticides concourent à la dégradation de la qualité des eaux par pollution. Ceci favorise le développement des algues des eaux (CDHAL, 2020; Fowe, 2015) qui contribuent au tarissement précoce des retenues d’eau. De même, l’existence du barrage (digue) favorise le dépôt des sédiments issus de l’érosion des sols dans les retenues d’eau et par conséquent la réduction de leur capacité de mobilisation soit 1% de leur volume par an (Guyon et al., 2016c; Schmengler, 2011). Le stockage de l’eau permet l’amélioration de sa qualité, en permettant le dépôt des matières en suspension, la désintégration de certaines matières dissoutes, et la diminution du nombre de bactéries (Purcell, 1939 in Baxter and Glaude, 1980). Page | 15
Les barrages hydroélectriques produisent de l’énergie verte, ils constituent donc un moyen de lutte contre le réchauffement climatique. Cependant, les retenues d’eau des barrages entraînent un dégagement de CO2 suite au pourrissement de la végétation inondée et des apports de carbone du bassin versant (Actu-Environnement.com, 2004; CDHAL, 2020).
I.4.1.5. Impacts hydrologiques
Les barrages-retenues d’eau ont un impact sur l'hydrologie car ils affectent le cycle naturel de l'eau qui se produirait sans réservoirs (Habets et al., 2018). Ils introduisent un nombre important de modifications dans le cycle hydrologique naturel (Habets et al., 2018; Molénat et al., 2016; Moulin, 2003; Payan, 2008) (Figure I-3) :
l’augmentation de l’évaporation due à l’augmentation de la surface d’eau ; l’augmentation de l’infiltration (recharge locale des nappes) occasionné par la surface de contact entre l’eau de la retenue et le sol ; la rétention artificielle des eaux à l’amont du barrage pouvant perturber la partie « transfert » de la transformation de la pluie en débit ; une modification des transferts naturels des écoulements de l’amont vers l’aval du fait des manœuvres de barrages.
Figure I-3. Modifications du cycle hydrologique pouvant être engendrées par un barrage- retenue d’eau (Moulin et al., 2005) Page | 16
L’impact des barrages-retenues d’eau est étudié dans la littérature à deux niveaux : impacts individuels (Boutoutaou et al., 2012; Fowler et al., 2015; Ignatius and Rasmussen, 2016; Kondolf and Batalla, 2005; Oblinger et al., 2010) et impacts cumulatifs (Biemans et al., 2011; Chao et al., 2008; Habets et al., 2018; Molénat et al., 2016; Tang et al., 2019). Ces études ont montré que les retenues d’eau, individuellement ou globalement, contribuent à réguler les écoulements dans les cours d’eau par une réduction de pic de crue (Ayalew et al., 2017; Brogan, 2018; Tang et al., 2019; Volpi et al., 2018). Par conséquent, elles contrôlent les inondations et entrainent une modification des périodes de hautes et de basses eaux. À l’échelle régionale et mondiale, les retenues d’eau constituent un "frein" à l'élévation du niveau de la mer (Zhou et al., 2016). Ainsi Chao et al. (2008) ont estimé qu’elles ont provoqué une baisse équivalente du niveau de la mer d'environ 30 mm (-0,55 mm/an) au cours des 50 dernières années. L’existence des retenues d’eau augmente le volume d’eau douce disponible et exploitable à l’échelle des pays. Pour un pays enclavé comme le Burkina Faso par exemple, l’essentiel de ses ressources en eau de surface se concentrent dans les retenues d’eau dont la capacité globale est estimée à environ 5 milliards de m3 (MAH, 2012).
Dans une moindre mesure, les études montrent également l’importance de l’évaporation supplémentaire induite par les retenues d’eau surtout dans les milieux arides et semi- arides(Alataway and El Alfy, 2019; Fowe et al., 2015; Machiwal et al., 2017; Teka et al., 2013; Yuguda et al., 2020). Souchon and Nicolas (2011) ont montré que l’effet de surface en eau favorisent les phénomènes d’évaporation estivale qui peuvent atteindre 1 à 4 l/s/ha (9 à 34 mm/jour) de plan d’eau selon la géométrie ou le contexte de la retenue. Les retenues d’eau jouent un rôle très important dans la recharge des nappes aquifères mais aussi dans leur décharge avec des impacts sur la qualité des eaux (Ayantunde et al., 2018; Berhane et al., 2016; Boisson et al., 2014; Massuel et al., 2014; Massuel et al., 2008; Mohammadzadeh-Habili and Khalili, 2020; Oblinger et al., 2010). Dans la revue bibliographique réalisée par Habets et al. (2018), les valeurs d’infiltration sont en moyenne supérieures à 5mm/jour surtout pour les retenues construites pour favoriser la recharge artificielle des eaux souterraines. Pour les autres types de barrages, les estimations peuvent être inférieures : moins de 1 mm/jour pour des réservoirs à usage agricole aux USA (Culler, 1961) et jusqu’à 8mm/jour pour les retenues d’eau collinaires en Tunisie (Bouteffeha et al., 2015).
L’impact des retenues d’eau sur la recharge des eaux souterraines sera plus détaillé dans le Page | 17
Chapitre II qui lui est consacré.
I.5. Situation des retenues d’eau au Burkina Faso
Pays enclavé, le Burkina Faso est soumis à l’irrégularité et la mauvaise répartition spatio- temporelle des pluies conjuguées à l’absence de grandes réserves hydrologiques. De plus, les conditions géologiques ne favorisent pas un accès à des eaux souterraines pouvant satisfaire tous les besoins. Pour pallier à ces insuffisances, le pays a opté pour la construction de barrages- retenues d’eau et d’autres ouvrages de mobilisation d’eau (boulis). La construction des premiers barrages ont débuté dans les années 1920 grâce aux structures coloniales et étatiques mais également sous l'impulsion des missionnaires (Piquemal, 1991). C’est surtout en réponse aux grandes sécheresses des années 70 – 80 (Cecchi et al., 2020) que le nombre de retenues d’eau a explosé au Burkina Faso. Ainsi, le pays dispose de plus de 1700 retenues d’eau (Figure I-4) dont une vingtaine de grands barrages (de Gramont et al., 2017; MEAHA, 2012) et plus d’un millier de petites retenues d’eau de surface supérieure à 1ha (Forkuor et al., 2019). La capacité globale de l’ensemble de retenues d’eau est d’environ 5 milliards de m3 par an, équivalent à environ 300 m3 par an et par habitant (MEE, 2001; Pieyns, 2017a). Le nombre de retenues d’eau dans le pays est en perpétuelle augmentation, Forkuor et al. (2019) ont montré que le nombre s’est accru de 40% entre 2002 et 2014. Selon les analyses de Cecchi (2006), le bassin du Nakanbé, qui regroupe 50% de la population du Burkina, compte plus de la moitié des retenues (Figure I-4).
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Figure I-4. Situation des retenues d’eau du Burkina Faso en 2011(MEAHA, 2012)
Le volume moyen interannuel stocké réellement stocké par ces retenues d’eau est en deçà de leur capacité de stockage soit environ 2.5 milliards de m3 pour une capacité totale d’environ 5 milliards de m3 (MEE, 2001). En effet, toutes les retenues d’eau ne se remplissent pas chaque année et les eaux stockées sont au fur et à mesure utilisées pour l’irrigation, l’approvisionnement en eau potable ou la production d’électricité (environ 30% de la production nationale) (MEE, 2001).
Tableau I-1. Capacités de stockage et volumes interannuels stockés estimés (MEE, 2001; Pieyns, 2017a)
Capacité de stockage Volume interannuel Bassin versant Superficie (km²) Pluie (109m3) (109m3) stocké (109m3) Comoé 17590 19 0.115 0.081 Mouhoun 91036 74.5 0.438 0.285 Nakanbé 81932 62.3 4.23 2.041 Niger 83442 51.1 0.239 0.098 Total 274000 206.9 5.022 2.505
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I.5.1. Retenues d’eau agricoles et aménagements hydro-agricoles
La majorité des petites retenues d’eau ont été édifiées pour « sécuriser » les ressources en eau à des fins domestiques (agricoles surtout) et se prémunir au mieux d'éventuelles sécheresses futures (Cecchi, 2006). Avec les grandes sécheresses des années 70-80, l’état burkinabè a élaboré et adopté des politiques et stratégies faisant appel à la maîtrise de l’eau dans le but d’améliorer la productivité agricole avec la construction de ces nombreux petits barrages- retenues d’eau (MAHRH, 2004). Plusieurs types de périmètres ont alors été réalisés autour des retenues d’eau pour la production agricole de contre-saison. Mais les retenues d’eau demeurent encore sous exploitées ou mal exploitées et ne représentent que 34% des eaux prélevées pour l’agriculture irriguée (Figure I-5) selon les enquêtes réalisées par la Direction Générale des Aménagements Hydro-agricoles (DGAHDI) du Burkina en 2019 (interprétation des données brutes). Les périmètres exploités autour de ces retenues d’eau peuvent être formels (aménagés) ou non. Les données sur les quantités d’eau prélevées dans les retenues ont pu être sous estimées car les périmètres non formels ne sont souvent pas pris en compte.
Figure I-5: Répartition des sources d'eau utilisées pour l'irrigation des cultures (enquêtes MAAH, 2019)
Tous les types d’aménagements définis par le CILSS peuvent être rencontrés autour de ces retenues d’eau (MAHRH, 2003):
Les aménagements de Type 1 : Ce sont de périmètres irrigués de grande taille (Sourou, Bagré, Karfigèla, Banzon, Mogtédo, etc.) avec maîtrise totale d’eau et une gestion propre. Sur ces types d’aménagement sont produits majoritairement des cultures Page | 20
vivrières (riz, blé, soja, maïs, etc.). La taille des parcelles varie de 0.50 à 1 ha.
Les aménagements de Type 2 : Il s’agit des périmètres maraîchers ou fruitiers (chou, aubergine, tomate haricots verts,…). L’irrigation se fait par pompage et le réseau est du type californien ou gravitaire. Les parcelles sont de petite taille (8 ares à 0.25 ha).
Les aménagements de Type 3 : Il s’agit des périmètres de taille modeste (50 ha en moyenne) situés pour l’essentiel à l’aval des barrages. L’irrigation y est gravitaire et les exploitations des parcelles sont familiales (0.10 à 0.25 ha). Ce type de périmètres est le plus répandu sur le plateau central et le sud-ouest du Burkina Faso.
Les aménagements de Type 4 : Ce sont des périmètres situés dans les zones hydromorphes ou dans les bas-fonds. La maîtrise de l’eau y est partielle (submersion contrôlée). Les parcelles individuelles sont de petite taille (0.10 à 0.50 ha).
Les aménagements de Type 5 : Il s’agit de l’irrigation dite informelle et privée. Les périmètres sont généralement situés au bord des retenues et cours d’eau ou dans les zones où la nappe d’eau souterraine est superficielle. L’exhaure est souvent manuelle ou motorisée et se fait à partir des puits.
Malgré toutes ces retenues d’eau, le Burkina Faso reste l’un des pays les plus pauvres au Monde mais elles restent un facteur sécurisant contre les poches de sècheresses (Cecchi, 2006). Elles permettent d’accroître et de sécuriser la production agricole, d’augmenter sa valeur ajoutée et d’améliorer l’emploi, les revenus en milieu rural et de réduire l’insécurité alimentaire (MAHRH, 2004).
I.6. Conclusion partielle au Chapitre I.
Les barrages-retenues d’eau sont considérés comme l’un des outils les plus importants pour la gestion et la maitrise des ressources en eau depuis des siècles à travers le monde. Leur construction répond à des besoins socio-économiques et hydrologiques. Ils contribuent à l’amélioration de la vie socio-économique des populations et les protègent des inondations. Leurs effets néfastes sur la santé des populations, sur l’environnement ne sont également pas négligeables.
Néanmoins ils constituent un facteur sécurisant et de développement pour les pays en Page | 21
développement comme le Burkina. Dans ces pays, ils offrent des possibilités d’accroitre les moyens de subsistances et l’amélioration de la sécurité alimentaire. Ils permettent aussi de créer des emplois pour les jeunes et de réduire l’exode rural. Ces ouvrages ne favorisent pas l’émergence réelle des pays car ils sont mal exploités et surtout mal gérés. Leur impact sur le cycle hydrologique notamment sur la recharge des eaux souterraines est un sujet peu exploré et non exploité. L’un des objectifs de la présente thèse est d’étudier et d’évaluer l’impact des retenues d’eau sur la recharge des eaux souterraines.
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État de l’art sur les interactions retenues d’eau -nappe d’eau souterraine dans un bassin versant en zone de socle
II.1. Introduction
Les petites retenues d’eau sont des infrastructures essentielles de stockage de l'eau dans les environnements arides et semi-arides du monde entier et notamment en Afrique subsaharienne (Cecchi et al., 2020; Saruchera & Lautze, 2019). Dans ces environnements, ces infrastructures assurent l'approvisionnement en eau d'un large éventail d'activités, en particulier l'irrigation (Forkuor et al., 2019). Les retenues d’eau induisent également des modifications sur l’environnement et l’hydrologie, en particulier la recharge des nappes d’eau souterraine (Mushtaha et al., 2019). Une bonne connaissance et quantification de la recharge locale des nappes d’eau souterraine permettrait d’envisager leur exploitation en complément à l’eau stockée dans la retenue lors de leur assèchement précoce pour sauver les cultures (Bambara et al., 2020). Ainsi, cela passe nécessairement par la compréhension des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine, ces interactions étant souvent négligées ou sous estimées dans le bilan des retenues d’eau (Fowler et al., 2015), surtout en zone de socle.
Dans certains pays comme l’Inde, la Tunisie et l’Arabie Saoudite, des retenues d’eau ont été édifiées pour la recharge artificielle des eaux souterraines (Abraham & Mohan, 2019; Alderwish, 2010; Djuma et al., 2017; Farooqi et al., 2016; Gowrisankar et al., 2017; Martín- Rosales et al., 2007; Parimalarenganayaki & Elango, 2014, 2015). Celles-ci permettent un stockage plus efficace des eaux de ruissellement à l’abri de la forte évaporation qui entrainent l’assèche précoce des retenues d’eau. Ces eaux souterraines peuvent être ensuite exploitées à travers des puits et forages pour l’irrigation des cultures de contre-saison, l’élevage et pour les besoins domestiques (Mani et al., 2016; Singh, 2014; Yang et al., 2009). Par le passé, peu d’auteurs se sont intéressés à l’impact des retenues d’eau sur la recharge des eaux souterraines surtout en zone de socle. La gestion intégrée des ressources en eau des bassins versants et la mise en œuvre de la recharge artificielle ont toutefois suscité un regain d’intérêt sur les échanges entre les retenues d’eau et les eaux souterraines ces 30 dernières années (Bekchanov et al., 2016; Biswas, 2008; ICWE, 1992; Jønch-Clausen, 2004; Savenije and Van der Zaag, 2008; Stålnacke and Gooch, 2010; Wang et al., 2019).
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Ce chapitre vise à situer le sujet de thèse dans son contexte scientifique actuel. Il établit d’abord un modèle conceptuel du fonctionnement d’un bassin sahélien qui comporte une retenue d’eau. Il décrit ensuite, à partir de la littérature, les généralités sur les échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine et les méthodes d’évaluation quantitative et qualitative de ces échanges.
II.2. Modèle conceptuel simplifié du fonctionnement hydrologique et bilan hydrique d’un bassin versant sahélien
Le manque de compréhension de base du système hydrologique des bassins versants des retenues d’eau pose un problème critique pour la gestion des ressources en eau en Afrique Subsaharienne (Chung et al., 2016). Pour la présente étude, il est établi un modèle conceptuel simplifié (Figure II-1) basé sur un schéma unique où le bassin hydrologique est supposé correspondre au bassin hydrogéologique. Le bassin comporte une retenue d’eau à usage agricole. Les apports d’eau dans le bassin proviennent essentiellement des eaux de pluies (P) sur une période de 4 mois dans l’année (juin à septembre). Une partie de ces eaux est reprise par l’évapotranspiration (ET). L’autre partie (Iwtrshd) s’infiltre directement dans le sol du bassin versant sous l'effet de la gravité et du gradient de potentiel matriciel (Philip, 1969) ou ruisselle (R) vers la retenue où les eaux sont stockées au maximum jusqu’à la hauteur du déversoir et le surplus se déverse (O) dans le cours d’eau aval. Les eaux souterraines peuvent aussi alimenter, par exfiltration, la retenue d’eau (G). Les eaux de la retenue sont prélevées (W) par la population pour l’irrigation et l’élevage. La surface d’eau de la retenue est soumise à une évaporation (E) potentiellement élevée. Une partie des eaux de la retenue s’infiltrent par l’effet de la mise en charge de la nappe par les eaux de la retenue (IRes) pour recharger des réserves en eau du sol et/ou du sous-sol.
Les apports d’eau dans la retenue par retour des eaux d’irrigation sont négligeables, car dans la majorité des cas, les parcelles se localisent à l’aval des barrages et dans le cas de l’exploitation des berges, les agriculteurs sont tenus de respecter une bande de servitude (une réserve pour protéger l’ouvrage et ses ressources).
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Figure II-1. Modèle conceptuel du fonctionnement hydrologique d'un bassin versant sahélien comportant une retenue d’eau d’irrigation
La compréhension et la quantification des facteurs hydrologiques qui interviennent dans le bilan hydrique des bassins versant sont des clés fondamentales pour une meilleure gestion des ressources en eau (Bouteffeha et al., 2015; Fowe et al., 2013 ; Lacombe, 2007; Molénat et al., 2016 ; Valois et al., 2017). Un bilan hydrologique à deux échelles permet de mieux prendre en compte des différents processus qui interviennent dans le bassin versant (Sandwidi, 2007):
À l’échelle globale du bassin
퐼푤푡푟푠ℎ푑 × 퐴푤푡푟푠ℎ푑 = 퐴푤푡푟푠ℎ푑 × (푃 − 푅 − 퐸푇 − ∆푆) (II-1)
À l’échelle de la retenue d’eau
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퐼푅푒푠 × 퐴푅푒푠 = 퐴푅푒푠 × (푃 + 퐺 − 퐸 − 푂 − 푊 − ∆ℎ) + 푅 × 퐴푤푡푟푠ℎ푑 (II-2)
Où
2 2 퐴푤푡푟푠ℎ푑 : Surface du bassin versant[퐿 ]; 퐴푅푒푠: Surface de la retenue d’eau [퐿 ]; P : Pluie totale −1 −1 −1 [퐿푇 ]; ET: Évapotranspiration réelle ;[퐿푇 ] ; R: Ruissellement [퐿푇 ] ; 퐼푤푡푟푠ℎ푑 : Infiltration d’eau de pluie (Recharge naturelle) [퐿푇−1] ; E : Evaporation d’eau de la retenue [퐿푇−1]; G: Exfiltration d’eau souterraine vers la retenue d’eau [퐿푇−1]; O: Déversement d’eau par le −1 déversoir [퐿푇 ]; IRes: Infiltration de l’eau de la retenue dans l’aquifère superficiel (Recharge locale) [퐿푇−1]; W : Prélèvement de l’eau de la retenue [퐿푇−1]; ∆S : Variation de stock d’humidité du sol[퐿푇−1]; ∆h : Variation du niveau d’eau dans la retenue[퐿푇−1].
La quantification de la recharge des eaux souterraines à l’échelle globale du bassin se réalise aisément à partir des méthodes développées par des scientifiques qui varient des méthodes des méthodes physiques et chimiques aux méthodes isotopiques et aux modèles mathématiques (Brunner et al., 2017; Edmunds and Walton, 1980; Gee and Hillel, 1988; Kumar, 1997; Scanlon et al., 2002; Simmers, 2013). Par contre, les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraines à l’échelle locale sont difficiles à identifier et à quantifier (Winter et al., 1998) surtout en zone de socle malgré quelques avancées de ces dernières années (Boisson et al., 2014; Boisson et al., 2015; Bouteffeha et al., 2015; Cavazza and Pagliara, 2000; Favreau, 2000; Klammler et al., 2016; Masoud et al., 2019; Massuel et al., 2014; Oblinger et al., 2010; Parimalarenganayaki and Elango, 2018; Sukhija et al., 1997). Il est donc essentiel de comprendre et de quantifier les interactions entre les retenues d’eau et les eaux souterraines.
II.3. Typologie et mise en interactions retenues d’eau– nappes d’eau souterraine
Dans les bassins versants des zones arides et semi-arides, l’essentiel des eaux de surface se concentrent au niveau des retenues d’eau pendant une grande partie de l’année (Ayantunde et al., 2018; Cecchi et al., 2020; Saruchera & Lautze, 2019). Les eaux de surface ne sont pas une composante isolée du cycle hydrologique, elles interagissent avec les eaux souterraines en fonction de différents facteurs environnementaux et climatiques (Sophocleous, 2002). Ces interactions se produisent à l’interface de ces deux compartiments du cycle hydrologique et
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participent aux processus de recharge et de drainage de la nappe (Brouyère et al., 2009). Il existe plusieurs types d’interactions (Winter et al., 1998) et une variété de méthode pour les identifier (Yang et al., 2014).
II.3.1. Typologies des interactions retenues d’eau – nappes d’eau souterraine
Les retenues d’eau interagissent avec les nappes d’eau souterraine de différentes manières (Alley et al., 1999; Winter et al., 1998). Certaines retenues d’eau reçoivent des apports d'eau souterraine sur l'ensemble de leur lit (Figure II-2a); d'autres subissent des pertes (Figure II-2b et c) et parfois, les échanges sont observés dans les deux sens au droit de la même retenue d’eau (Figure II-2d) (Molénat et al., 2016). Le sens des échanges entre les eaux de surface (retenue d’eau ici) et les nappes d’eau souterraine est fonction de leur charge hydraulique respective et plus précisément de la différence de charge entre ces deux systèmes (Brouyère et al., 2009).
Figure II-2. Interactions retenue d’eau - nappe: (a) retenue d’eau drainante ; (b) perdante ; (c) perdante séparée de la nappe par une zone non saturée ; (d) drainante et perdante (Molénat et al., 2016)
Ces interactions peuvent avoir des conséquences importantes tant sur la quantité que sur la qualité des ressources en eau (Brodie et al., 2007). Le drainage de la nappe d’eau souterraine
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contribue à l’alimentation en eau de la retenue d’eau, et les pertes d’eau de la retenue vers la nappe contribuent à la recharge de celle-ci. Toutefois, selon Scanlon et al., (2002), les régions arides et semi-arides sont généralement caractérisées par des retenues d’eau qui alimentent les nappes d’eau souterraine à travers une zone non saturée. Par conséquent, les retenues d’eau y forment souvent des sources de recharge localisées. La mise en évidence et l’évaluation du sens de ces échanges fournit des outils d’aide à gestion des ressources en eau.
II.3.2. Mise en évidence des interactions retenues d’eau –nappes d’eau souterraine
La dynamique des échanges entre les retenues d’eau (celles réalisées par l’homme et dont il sera question dans cette étude) et les eaux souterraines est plus complexe en raison des changements importants et rapides induits par l'homme sur les niveaux d’eau des retenues par le contrôle des débits entrant et sortant (El-Zehairy et al., 2018) en plus de l’influence des facteurs naturels. De plus, les propriétés hydrauliques des lits des retenues d’eau contrôlent ces échanges et sont malheureusement difficiles à mesurer directement (Molénat et al., 2016).
Dans la littérature, les interactions entre les retenues d’eau, y compris les lacs naturels, et les eaux souterraines sont le plus souvent mises en évidence à partir des mesures de niveaux piézométriques, de la température et de la composition chimique des eaux, des débits des rivières à l’aval des barrages-retenues d’eau. En effet, la présence d’une retenue d’eau dans un bassin versant peut s’accompagner d’un rehaussement des niveaux piézométriques avoisinants par une recharge locale des eaux de la retenue vers la nappe d’eau souterraine (Abraham and Mohan, 2019; Ala-aho et al., 2015; Çelik, 2018; El-Zehairy et al., 2018; Haas, 2010; Winter, 1999). Ainsi le pompage dans la nappe d’eau souterraine peut entrainer l'abaissement du niveau dans les retenues d’eau illustré par le cas de nombreux lacs en Floride (USA) dont les niveaux ont baissé, en partie, en raison du pompage (Alley et al., 1999).
De même, chacun des deux réservoirs (retenue d’eau et aquifère) peut impacter la géochimie des eaux de l'autre (Alley et al., 1999; Arnoux, 2017; Bocanegra et al., 2013; Brouyère et al., 2009; Gning et al., 2017; Guellala et al., 2016; Healy et al., 2008; Sprumont et al., 2016). Ainsi, la pollution des eaux de l’un des réservoirs peut entrainer celle de l’autre. Ce phénomène s’illustre à Kesterson dans la vallée centrale de la Californie où les eaux souterraines ont été Page | 28
contaminées par une grande quantité de Sélénium, d’origine agricole, infiltrée avec les eaux des retenues (Benson et al., 1991; White et al., 1991).
La décharge des eaux d’un des réservoirs vers l’autre peut également modifier localement sa température (Kalbus et al., 2006; Keery et al., 2007; Winter et al., 1998).
Les échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine, leurs dynamiques temporelles et spatiales ou encore leurs quantifications restent encore très mal documentées dans la littérature (Arnoux, 2017). Ceci est du fait que ces échanges sont invisibles, complexes et contrôlés par différents facteurs climatiques, géologiques et anthropiques qui sont non linéaires et difficiles à prédire (Winter, 1999).
II.4. Méthodes d’identification et de quantification des échanges retenues d’eau-nappes d’eau souterraine
Les interactions entre les eaux de surface (rivières, lacs, retenues d’eau, etc.) et les nappes d’eau souterraine sont étudiées depuis les années 1960 (Brouyère et al., 2017; Dieng, 2017a; Gning, 2015; Goderniaux et al., 2009; Sauret, 2013; Sophocleous, 2002; Winter, 1995; Woessner, 2000). De nombreuses méthodes de caractérisation des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines ont été appliquées par des chercheurs du monde entier. Ces méthodes ont été synthétisées dans la littérature par quelques auteurs (Barthel & Banzhaf, 2016; Brodie et al., 2007; Coluccio & Morgan, 2019; Fleckenstein et al., 2010; Flipo, 2015; Kalbus et al., 2006; Mouhri et al., 2006; Rosenberry & LaBaugh, 2008). Les méthodes d’identification et de caractérisation des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines vont des méthodes directes de mesures des flux échangés aux méthodes indirectes basées sur l’interprétation des investigations hydrogéologiques et hydrogéochimiques.
Les méthodes directes de mesure de flux échangés sont peu nombreuses et comprennent l’utilisation des compteurs d’infiltration ou seepage meters (Kalbus et al., 2006; Lee, 1977) et les potentiomanomètres ou minipiézomètres (Rosenberry and LaBaugh, 2008; Winter et al., 1988). Les capteurs passifs (SBPFM) qui fournissent également des mesures à plus fine échelle dans les sédiments du lit (Klammler et al., 2016; Layton et al., 2017) sont prometteurs pour améliorer la capacité à estimer les flux verticaux à travers l'interface eau de surface-eau
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souterraine. Toutes ces méthodes sont simples et fournissent des mesures semi-quantitatives. Cependant, ces mesures sont ponctuelles et de nombreuses mesures sont nécessaires pour une évaluation quantitative des interactions sur l’ensemble du domaine (Brodie et al., 2007; Layton et al., 2017; Mouhri et al., 2006). Les erreurs de mesure sont potentiellement importantes dues à la conception et au fonctionnement des appareils. De plus ils ne conviennent pas aux cours d'eau à fort débit, aux lits de graviers et de sédiments argileux lourds (Brodie et al., 2007). En zone de socle dans les régions arides et semi-arides, le stockage des eaux dans les retenues entraîne toujours un dépôt de sédiments en amont du barrage au regard de l’utilisation des sols en amont (Guyon et al., 2016d; Lanzanova et al., 2019; Prathapar & Bawain, 2014). Ceci limite l’utilisation des seepage meters et potentionmanomètres dans ces contextes et oriente vers l’utilisation des méthodes indirectes (Flipo, 2015; Mouhri et al., 2006).
Les méthodes indirectes regroupent les méthodes hydrologiques, hydrochimiques, biologiques, thermiques et géophysiques mais aussi la modélisation. Dans cette section, seules les méthodes hydrologiques, hydrochimiques et la modélisation seront développées. Les autres méthodes indirectes ont été bien écrites par Kalbus et al., (2006) et Mouhri et al., (2006) et Brodie et al. (2007a).
II.4.1. Méthodes basées sur la loi de Darcy
Les méthodes basées sur le principe de la loi de Darcy régissant les écoulements au sein des milieux poreux :
푄 = 퐾퐴𝑖 (II-3)
Où :
Q [L3 T−1] est le flux échangé entre la retenue d’eau et la nappe d’eau souterraine, K [L T−1] la conductivité hydraulique, A [L2] l’aire de la section considérée, i [-] le gradient hydraulique entre la retenue d’eau et le piézomètre de mesure.
Ces méthodes consistent à déterminer les différents paramètres nécessaires au calcul de l'équation de la loi de Darcy (Kalbus et al., 2006). Les mesures effectuées concernent les niveaux piézométriques et les niveaux d’eau des retenues pour en déterminer le gradient
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hydraulique (Brouyère et al., 2009) et la conductivité hydraulique à travers l’analyse des courbes granulométriques des sédiments du fond des retenues d’eau, test de perméabilité, essais de pompage et slug tests. Ces informations permettent d’évaluer la direction de l'interaction entre les eaux souterraines et les eaux de surface et l'ampleur des flux (Khan & Khan, 2019). Les inconvénients de cette méthode selon Cousquer (2017) est qu’elle fait l’hypothèse de ligne de courant strictement verticales (hypothèse de Dupuit–Forchheimer) et ne prend donc pas en compte les flux convergents / divergents autour de la retenue d’eau. La conductivité hydraulique équivalente entre le puits d’observation et la rivière/retenue d’eau est aussi difficile à obtenir.
Par ailleurs, les mesures piézométriques combinées à celles des niveaux des retenues d’eau permettent d’identifier l’existence des échanges et le sens des échanges à travers leur analyse spatio-temporelle et les cartes piézométriques (Brodie et al., 2007; Kishel and Gerla, 2002; Winter et al., 1998).
II.4.2. Approches du bilan hydrique
Les méthodes analytiques basées sur le bilan hydrologique des retenues d’eau sont celles qui reposent, sous une forme ou une autre, sur l’équation de bilan hydrique (II-1) (Scanlon et al. 2002). Selon cette auteure, la façon la plus courante d'estimer la recharge par la méthode du bilan hydrique est la méthode indirecte ou "résiduelle" selon laquelle toutes les variables de l'équation du bilan hydrique, à l'exception des infiltrations nettes (퐼푅푒푠 − 퐺), sont mesurées ou estimées.
L’équation du bilan à échelle de la retenue comme établie en Section II.2 est reprise comme suit :
퐴푅푒푠 × (퐼푅푒푠 − 퐺) = 푅 × 퐴푤푡푟푠ℎ푑 − 퐴푅푒푠 × (퐸 + 푂 + 푊 + ∆ℎ − 푃) (II-2)
퐼푅푒푠 − 퐺 est le terme des échanges retenus d’eau – nappe d’eau souterraine. Les autres termes du bilan hydrique sont définis dans la Section II.2 et décrits dans les Sections II.4.2.1 à II.4.2.10. Certains des termes de l'équation sont susceptibles d'être négligeables en termes de grandeurs et peuvent donc être ignorés (Scanlon et al., 2002).
Si 퐼푅푒푠 − 퐺 < 0 alors, la retenue d’eau est perdante et alimente la nappe d’eau
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souterraine ;
Si 퐼푅푒푠 − 퐺 > 0 alors la retenue draine la nappe d’eau souterraine ;
Si 퐼푅푒푠 − 퐺 = 0 alors il y’a équilibre d’échange entre les deux compartiments du bilan hydrique.
L'un des avantages de la méthode du bilan hydrique est sa flexibilité. Son inconvénient est que la précision des infiltrations estimées dépend fortement des autres composantes du bilan entrainant souvent des incertitudes. La méthode implique souvent beaucoup d’hypothèses (Boisson et al., 2014).
II.4.2.1. Pluviométrie
Les données pluviométriques utilisées pour des études à échelle locale sont généralement issues de mesures directes à partir du pluviomètre ou du pluviographe. Des incertitudes résultant de l’utilisation de ces appareils peuvent subvenir. Les erreurs peuvent être liées au dysfonctionnement des appareils (panne, basculements des augets dus à des vibrations), aux erreurs de lecture, à l’évaporation, au vent, aux éclaboussures, etc. (Dingman, 2015)). Winter (1981) a estimé que l'incertitude associée aux mesures de précipitations dues aux erreurs d’installation du pluviomètre varie de 5 à 15%.
Dans la présente étude, la composante pluviométrie ne sera pas prise en compte dans l’évaluation des échanges retenus d’eau-nappes d’eau souterraine. Elle sera néanmoins utilisée pour déterminer les périodes de calcul. Ainsi, les jours ayant une pluviométrie inférieure à 5 mm seront considérés. Le seuil de 5 mm/j semble raisonnable au regard des résultats des travaux de Milville (1991), ayant abouti à la détermination d’une pluie d’imbibition variant entre 8 mm/j et 11 mm/j dans le bassin sahélien de Barogo au Burkina Faso.
II.4.2.2. Evaporation des retenues d’eau
L'évaporation a une influence significative sur les volumes des retenues d’eau (Dingman, 2015). Les pertes par évaporation représentent une composante majeure du bilan hydrique des retenues d’eau dans les régions arides et semi-arides où l'évapotranspiration potentielle annuelle dépasse largement les précipitations (Gal et al., 2016). Ces pertes peuvent atteindre plus de 50% de leur capacité de stockage dans les régions semi-arides (Fowe et al., 2015; Friedrich et al., Page | 32
2018; Guyon, 2014; Liebe, 2002). Une meilleure compréhension de l'ampleur relative de l'évaporation des retenues d’eau est pertinente pour l’évaluation des interactions retenues d’eau- nappe d’eau souterraine.
De nombreuses méthodes (indirectes, empiriques et analytiques) permettent d'estimer l'évaporation d’une retenue d’eau (Chow et al., 1988; Dingman, 2015; Lowe et al., 2009; Martínez-Granados et al., 2011; Penman, 1948; Singh and Xu, 1997 ; Harwell, 2012 ; Brutsaert, 2013; Allen et al., 1998). Le choix d’une méthode d’estimation de l’évaporation dépend de la disponibilité des informations nécessaires à sa mise en œuvre. Pour les pays de l’Afrique Sub- Saharienne qui ne disposent pas de moyens financiers suffisants pour mettre en œuvre des investigations détaillées, deux techniques d’estimation de l’évaporation sont utilisées : la méthode des bacs d’évaporation et celle de Penman.
II.4.2.2.1. Utilisation des bacs d’évaporation
La méthode du bac d’évaporation est la plus commune (Riou, 1975). Elle permet de mesurer directement l’évaporation (Ebac) à partir d’un bac (bac Colorado ou classe A, bac ORSTOM, bac flottant, etc.). L’évaporation de la surface d’eau est déterminée à partir de l’équation donnée par (Abtew, 2001) :
E = Kbac × Ebac (II-4)
Où Kbac est le coefficient de transposition de l’évaporation bac (Ebac) à l’évaporation de la retenue d’eau (E).
Une des limites de cette méthode est la détermination du coefficient Kbac qui dépend de la nature, l'environnement local et de la gestion du bac (Ali et al., 2008; Lowe et al., 2009). Ceci engendre des incertitudes dans l’estimation de l’évaporation des retenues d’eau. Des incertitudes résultant d'erreurs de mesure (éclaboussures, réchauffement du bac, effets du vent, erreur de lectures, fuites, etc.) sont également constatées (Winter, 1981; Motz et al., 2001). L’erreur de mesure est estimée en moyenne à ±10% (Motz et al., 2001; Riou, 1975; Winter, 1981). Selon Riou (1975), l’incertitude sur les mesures d’évaporation diminue lorsque les moyennes des mesures sont considérées sur des périodes plus longues.
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La méthode du bac d’évaporation sera utilisée dans la suite de l’étude. L’extrapolation de la mesure de l’évaporation de la retenue à partir de l’évaporation du bac se fera à partir des coefficients Kbac déterminés par Pouyaud (1986) au Burkina Faso.
II.4.2.2.2. Méthode de Penman
Cette méthode permet de déterminer l’évapotranspiration de référence journalière (ETo). Elle est calculée à partir de la formule de Penman-Monteith appliquée aux variables météorologiques (températures maximales et minimales journalières, humidités relatives maximales et minimales journalières, rayonnement global journalier et cumuls journaliers de la vitesse du vent).
900 (II-5) 0.408(R G) u (e e ) n T 273 2 s a ET0 (1 0.34u2 )
Où ET0 : évapotranspiration de référence, Rn : rayonnement net de la surface de référence [MJm-2j-1], G : flux de chaleur dans le sol [MJm-2j-1], T : température moyenne journalière à 2 m du sol [°C], u2 : vitesse du vent à 2 m du sol [m/s], es: tension de vapeur saturante [kPa], ea : tension de vapeur réelle [kPa], es - ea : déficit de tension de vapeur saturante [kPa], ∆ : pente de la courbe de la tension de vapeur saturante [kPa/C°] et 훾: constante psychrométrique [kPA/°C].
17.27푇′ ( ) (II-6) 4098 [0.6108 푇′+237.3 ] ∆= 푇′ + 237.32 푇 + 푇 푇′ = 푚푎푥 푚푖푛 2
0 퐻푅푚푎푥 0 퐻푅푚푖푛 (II-7) 17.27푇푟 푒 (푇 ) + 푒 (푇 ) ( ) 푚푖푛 100 푚푎푥 100 푒 = 푒0 = 0.6108 푇푟+237.3 = 푎 2
Tr température au point de rosée [°C], HRmax et HRmin humidité relative maximale et minimale [%].
푒0(푇 ) + 푒0(푇 ) (II-8) 푒 = 푚푖푛 max 푠 2 Page | 34
Les résultats des calculs de l’ET0 sont souvent comparés à aux données de Ebac pour en dégager un coefficient de conversion local entre ces deux grandeurs (Fowe, 2015) et ainsi déterminer l’évaporation des retenues d’eau à partir de l’Équation (II-4. Les incertitudes sont surtout aux erreurs de mesures des paramètres climatiques.
II.4.2.3. Prélèvements des eaux de la retenue
Les prélèvements dans les retenues d’eau d’irrigation sont destinées essentiellement à l’irrigation des cultures, la consommation du bétail et aux usages domestiques (Ayantunde et al., 2016). Les prélèvements d’eau sont très importants en saison sèche et peuvent atteindre 40% de la capacité de stockage des retenues d’eau. Les volumes prélevés peuvent être déterminés à l’aide des dispositifs de mesure et d’enquêtes terrain. Les méthodologies d’estimation sont synthétisées par Guyon et al. (2016a) et résumées dans les sections suivantes.
II.4.2.4. Prélèvement pour l’irrigation
La méthodologie d’estimation des prélèvements d’eau pour l’irrigation dépend du système d’irrigation en place.
Pour les systèmes d’irrigation gravitaire à partir de canaux, un dispositif, composé de vannes et d’échelles limnimétriques, peut être installé pour l’estimation des quantités d’eau entrant dans le périmètre irrigué. Des jaugeages peuvent être faits également dans le canal primaire pour estimer les débits écoulés. Pour les parcelles irriguées par pompage de l’eau, l’estimation des prélèvements d’eau peut être faite sur base des enquêtes de terrains : recensement de motopompes, caractérisation des spéculations agricoles des producteurs et des pratiques d’irrigation ; suivi d’un échantillon de producteurs pour caractériser les débits des motopompes.
II.4.2.5. Consommation du bétail
L’estimation des volumes d’eau consommés par le bétail passe par des enquêtes de terrain en vue de déterminer le type et le nombre d’animaux s’abreuvant dans les retenues et les fréquences d’abreuvement des animaux. Le volume consommé par le bétail a été obtenu en traduisant le nombre de tête d’animaux en Unité de Bétail Tropical (UBT) et la consommation
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est de 35 l/jour/UBT.
II.4.2.6. Utilisation domestiques
Les prélèvements d’eau pour les usages domestiques sont quasi-négligeables car les besoins en eau des populations sont satisfaits par les forages et puits (Fowe et al., 2015). Néanmoins les volumes d’eau prélevés pour usage domestique peuvent être estimés à partir des enquêtes de terrain.
Les prélèvements d’eau dans les retenues reposent donc principalement sur les mesures et les enquêtes de terrains avec souvent des extrapolations. Ceci comporte des erreurs d’estimations que Fowe et al. (2015) a estimé à 40% pour le bassin de Boura qui est similaires aux bassins de Kierma et de Mogtédo.
II.4.2.7. Ruissellement
Les apports par ruissellement dans les retenues d’eau proviennent de l’ensemble du bassin versant amont. Divers méthodes peuvent être utilisées pour la détermination des apports par ruissellement dans les retenues d’eau. Une méthode assez difficile consiste à déterminer le débit entrant par jaugeage pendant la saison hivernale et la durée d’écoulement. Une autre méthode développée par Comité Inter-états d’Études Hydrauliques (CIEH) nécessite simplement la connaissance des caractéristiques du bassin versant (surface, coefficient d’écoulement) et la pluviométrie du bassin (Triboulet et al., 1996). Elle consiste à déterminer le volume arrivant à la retenue en utilisant un coefficient d’écoulement. La majorité des bassins sahéliens y compris les bassins de Kierma et de Mogtédo n’est pas jaugée. Dans la suite, l’estimation de l’infiltration au droit des retenues d’eau sera donc effectuée en dehors des périodes de ruissellement pour minimiser les incertitudes.
II.4.2.8. Déversement
Les débits déversés sont généralement contrôlés par un ouvrage d’évacuation, constitué essentiellement d’un déversoir et un système bien conçu devrait permettre un fonctionnement en écoulement dénoyé quel que soit le débit transitant (FAO, 1996). Le volume perdu par déversement représente la quantité d’eau qui sort de la retenue à travers son déversoir quand le
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stockage maximal est atteint. Une sonde à pression installée à l’amont immédiat du déversoir permet d’enregistrer les hauteurs d’eau (à un pas de temps de 5 ou 10 minutes en fonction du type de sonde) transitant au niveau de ces seuils. Le débit sortant d’un déversoir est fonction des caractéristiques de l’ouvrage. Pour les retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo, les déversoirs sont de type linéaire à seuil épais. La formule de Bazin (Nouvelot, 1993) en régime dénoyé (II-9) est utilisée pour estimer le débit :
3 (II-9) 푂 = 0.385 × √2𝑔 × 푏 × ℎ2
avec ℎ = 퐶푖 − 퐶푑
O : débit sortant du déversoir [m3/s], g : accélération de la pesanteur pris égal à 9.81 [m2/s], b : longueur déversant [m], h : charge sur le déversoir [m], Ci : cote instantanée [m] et Cd : cote du déversoir [m].
Les incertitudes liées à ces estimations proviennent des mesures des cotes d’eau. Elles sont estimées à 5% par Herschy (1970) et Motz et al. (2001).
II.4.2.9. Variation des niveaux d’eau (∆h) de la retenue
La variation quotidienne des niveaux d’eau dans les retenues (∆h) est la différence entre le niveau d’eau entre temps t1 et t2 :
∆ℎ = ℎ푡2 − ℎ푡1 (II-10)
ℎ푡1 : niveau d'eau du temps t1 [mm] et ℎ푡2 : niveau d’eau du temps t2 [mm]
Les niveaux d’eau des retenues sont généralement relevés chaque matin et chaque soir à partir de la batterie d’échelles limnimétriques installée à cet effet. Les mesures peuvent se faire également à partir de sondes à pression.
Les incertitudes liées à ces mesures proviennent surtout des batillages ou tout autre mouvement d'oscillation en masse affectant la surface de l'eau (Fowe et al., 2015). Selon Brunel and Bouron (1992), la précision de la mesure à l’échelle est admise comme égale au quart du seuil de discrétisation de la mesure soit 0.25 cm.
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II.4.2.10. Courbes hauteur-surface-volume
De nombreuses retenues d’eau en zones semi-arides et arides sont confrontées au phénomène de comblement de leurs cuvettes (Lollino et al., 2015). La sédimentation des retenues d’eau bien que naturelle, entraîne une perte annuelle de leur capacité de stockage de l’ordre de 1 à 5 % (Bessenasse et al., 2005; Hallot et al., 2014). Une étude sur la sédimentation des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo réalisée par Guyon et al. (2016b) donne une épaisseur moyenne annuelle de dépôts de sédiments entre 1.2 et 1.8 cm/an. Ces dépôts sont relativement faibles d’autant plus que les ouvrages de prise d’eau sont toujours fonctionnels et que les cuvettes des retenues d’eau n’ont jamais été curées depuis leurs constructions. L’hypothèse peut donc être faite que sur les morphologies des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo n’ont pas subi de profondes modifications. Ainsi, les lois volumétriques (hauteur/surface et hauteur/volume) initiales reconstituées par Guyon et al. (2016f) et (2016g) à partir des données bathymétriques ou topographiques restent valides et seront utilisées pour déterminer la surface du miroir du réservoir et le volume stocké à partir de la cote du niveau d’eau.
L’incertitude sur les volumes d’eau stockés et les surfaces miroirs des retenues d’eau calculés à partir des mesures de cote et des courbes d’étalonnage a deux origines principales (Lacombe, 2007) : l’incertitude sur la cote qui peut être assimilée à la différence de volume correspondant à une variation de cote de 5 mm (incertitude sur la cote) et celle liée à l’obsolescence des courbes d’étalonnage.
Les surfaces calculées à partir des courbes surfaces volumes permettront de quantifier en volume (m3) les échanges retenues d’eau-nappes d’eau souterraine.
II.4.3. Méthodes hydrochimique et isotopique
L'analyse et l'interprétation de la composition chimique de l'eau peuvent fournir des informations précieuses sur les échanges retenues d’eau – nappes d’eau souterraine (Kalbus et al., 2006; Winter et al., 1998). Les traceurs environnementaux tels que les propriétés physico- chimiques des eaux, les ions majeurs, les isotopes stables de l'oxygène (18O) et de l'hydrogène (2H), et les isotopes radioactifs (le radon 222Rn par exemple) sont couramment utilisés pour l'évaluation des interactions entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine (Brouyère
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et al., 2017; Cook, 2013; Cook et al., 2018; Jasechko, 2019; Kalbus et al., 2006; Kebede et al., 2017; Martinez et al., 2015; Oyarzún et al., 2014, 2016; Toran, 2019). Ces traceurs se sont avérés être d'excellents indicateurs de la dynamique spatio-temporelle des échanges entre eaux de surface et les nappes d’eau souterraine (Constantz et al., 2003; Oyarzún et al., 2016). La combinaison de plusieurs types de traceurs et l’utilisation des méthodes statistiques multivariées pour leur analyse donneraient de meilleurs résultats (King et al., 2014; Oyarzún et al., 2014). Pour l’étude des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine de Kierma et de Mogtédo, seuls les propriétés physico-chimiques et les ions majeurs ont été utilisées. Au regard des moyens limitées mises à la disposition de l’étude, l’analyse des isotopes n’ont pas pu être réalisés.
II.4.3.1. Propriétés physico-chimiques de l’eau
Le pH ou le potentiel d'oxydo-réduction et de la conductivité électrique (CE) sont des propriétés physico-chimiques de l’eau facilement mesurables sur le terrain. Ils ont été utilisés dans plusieurs contextes environnementaux et climatiques pour étudier les interactions entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine (Brouyère et al., 2017; Oxtobee and Novakowski, 2002; Zhao et al., 2018). En effet, par exemple, les eaux souterraines sont plus minéralisées que les eaux de surface, toute diminution conséquente de la conductivité électrique d’une nappe d’eau souterraine est indicative d’apports d’eau de surface (Brouyère et al., 2017; McCallum et al., 2012).
II.4.3.2. Ions majeurs
2+ + 2+ + - - 2- - Les ions majeurs (Ca , K , Mg , Na , Cl , HCO3 , SO4 , NO3 …) peuvent également fournir des informations sur la dynamique des interactions entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine (Healy et al., 2008; Hoehn and Scholtis, 2011; Moecket al., 2017; Mouhri et al., 2006). Les eaux souterraines ont en général une composition chimique nettement différente de celle des eaux de surface auxquelles elles sont reliées et ces caractéristiques peuvent être utilisées pour mettre en évidence les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine (Berhane et al., 2016; Oyarzún et al., 2016). Ainsi, l’application du bilan massique des chlorures (Gaye & Edmunds, 1996; Sharma & Hughes, 1985) permet d’estimer la recharge locale des nappes d’eau souterraines induites par les retenues d’eau (Han et al., 2019; Healy et
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al., 2008; Z. Li et al., 2017; Sharda et al., 2006; Sukhija et al., 1997). L’utilisation du bilan massique des chlorures suppose que ceux-ci sont des ions conservatifs et proviennent uniquement des pluies et ruissellement avant le stockage l’eau dans la retenue et que les seules pertes d’eau se font par évaporation et infiltration (Sukhija et al., 1997). Cette méthode ne sera pas utilisée dans cette étude du fait des prélèvements d’eau pour l’irrigation qui ne permettent pas une bonne estimation du bilan des chlorures.
En générale, les ions majeurs sont souvent présentés sous forme graphique (diagramme de Piper, Schoeller et Dourov) (Hem, 1985; Piper, 1944). Ceci permet de caractériser le degré de connectivité entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraines à travers leurs compositions chimiques. En effet, en cas d’interaction, la composition des eaux de surface et des eaux souterraines devrait se ressembler, alors que dans des conditions de déconnexion, il est plus probable que les compositions diffèrent, étant donné les différentes sources d'eaux de surface et d'eaux souterraines ainsi que les changements qui se produisent pendant l'écoulement lent de la zone non saturée (Oyarzún et al., 2014).
De même, les relations et l'évolution entre compositions dominantes (par exemple Ca-HCO3 / Na-Cl), les indices des saturations, etc. peuvent également indiquer les parts relatives des temps de mélange entre les masses d'eau et des temps de transfert des écoulements régionaux (Briers et al., 2016; Lawrence et al., 1976).
Une autre méthode appliquée au traitement des données hydrochimiques est l’analyse statistique multivariée (Boubacar, 2020; Briers et al., 2016; Dieng, 2017a; Gning, 2015; Guggenmos et al., 2011; Martinez et al., 2015b) telle que l’Analyse en Composantes Principales (ACP), la Classification Ascendante Hiérarchique (CAH), les « Self Organizing Map » (SOM), etc.. La statistique multivariée permet de regrouper des échantillons en fonction de leur similarité permettant ainsi de déterminer l’existence d’une connectivité entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine.
L’inconvénient de ces méthodes (en dehors du bilan massique des chlorures) est qu’elles ne permettent pas une évaluation quantitative des échanges entre les eaux de surface (retenues d’eau dans la présente étude) et les nappes d’eau souterraine. Leurs avantages sont liés à la facilité de la collecte des échantillons pour analyses et aussi au coût financier plus accessible
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de ces analyses au laboratoire contrairement aux isotopes (Brodie et al., 2007). Elles permettent surtout de mieux comprendre la dynamique des interactions et de les modéliser.
II.4.4. Modélisation des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines
Les interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines sont un élément clé du budget hydrologique à l'échelle du bassin versant (Kollet & Maxwell, 2006). Une bonne étude de ces interactions nécessite de conjuguer des mesures de terrain à l’emploi de modèles numériques (Cousquer, 2017). En effet, les modèles permettent d’intégrer l’ensemble des informations, données et mesures, de reproduire les phénomènes ou de prévoir le comportement d’un système soumis à des sollicitations données à partir de variables inconnues (variables de sortie) en fonction des variables mesurées ou non (variables d’entrée ou de forçage) et des paramètres du système (Kauark Leite, 1990).
Les premiers modèles couplés eau de surface – eau souterraine ont commencé dans les années 1970 (Freeze & Harlan, 1969). Ces modèles ont beaucoup évolué (Simmons et al., 2020) et permettent aujourd’hui de quantifier les échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines à partir des mesures obtenues par les différentes méthodes indirectes utilisées pour caractériser ces échanges (Ala-aho et al., 2015; Battle-Aguilar, 2008a; Boubacar et al., 2020; Brunner et al., 2017; Deb et al., 2019; Diaz et al., 2020; Fleckenstein et al., 2010b; Girard et al., 1981; Goderniaux et al., 2009; Sulis et al., 2010; Therrien et al., 2010; Tirogo, 2016; Xu et al., 2020). Selon Cousquer (2017), la modélisation des échanges eaux de surface-eaux souterraine passe en partie par une intégration rigoureuse des eaux de surface au sein des modèles hydrogéologiques. À cet effet, deux modèles de couplage sont distingués : (1) les modèles d’écoulement des eaux souterraines intégrant les eaux de surface par des conditions aux limites et (2) les modèles totalement intégrés.
II.4.4.1. Modèles d’écoulement des eaux souterraines
Dans les modèles hydrogéologiques, les eaux de surface (cours et retenues d’eau, etc.) sont représentées à travers des conditions limites (Battle-Aguilar, 2008b; Cousquer et al., 2017; Diaz et al., 2020; Dieng, 2017a; Tirogo, 2016; Willems et al., 2016). Les eaux de surface sont
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généralement intégrées au modèle par deux types de conditions limites (Cousquer, 2017): (1) continuité de pression et de flux à l’interface, avec une condition de type Dirichlet (Condition de type-1 à charge fixe) ; (2) un modèle à conductance avec une condition de Cauchy (condition mixte de type- 3).
II.4.4.1.1. Condition de type Dirichlet
La condition de type Dirichlet, ou charge imposée est intégrée au modèle en fixant une valeur de charge à la cellule/élément le long de la limite, principalement les cellules/éléments traversés par le cours ou la retenue d’eau (Alaghmand et al., 2014). Cette approche fonctionne en assurant la continuité du champ de pression et des flux à l’interface nappe-rivière. Ainsi, la charge imposée ne varie pas en fonction des conditions hydrogéologiques simulées. Une condition de type Dirichlet fixe une charge et contraint ainsi la direction des écoulements et leur intensité, pouvant provoquer une forte erreur structurelle (Cousquer, 2017).
II.4.4.1.2. Condition de type Cauchy
La condition de type Cauchy (ou Fourier) est communément utilisé pour représenter la connexion entre les eaux de surface et les eaux souterraines (Battle-Aguilar, 2008b; Cousquer et al., 2017; Khadim et al., 2020; Mehl and Hill, 2010; Merritt and Konikow, 2000; Prickett and Lonnquist, 1971; Tirogo, 2016; Willems et al., 2016). Cette condition permet au cours d’eau ou retenue d’eau d’être hydrauliquement connecté à la cellule/élément du modèle hydrogéologique sans occuper physiquement l’espace au sein du maillage (Cousquer, 2017). Le flux échangé à l’interface nappe-rivière est alors calculé par le produit d’un coefficient de conductance par la différence de charge entre la rivière et la cellule où la condition de Cauchy est appliquée (Mehl & Hill, 2010; Willems et al., 2016). Cette approche est implémentée dans le programme Modflow – « river package » (McDonald & Harbaugh, 1988) qui serait le plus utilisé pour la modélisation des échanges entre les eaux de surface et souterraines selon Furman (2008).
La difficulté principale de cette méthode réside dans l’estimation de la conductance qui est contrôlée par plusieurs phénomènes physiques et qui ne peut être mesurée sur le terrain. Elle devient un paramètre « forfaitaire » qui rendrait imprécis les résultats de la modélisation entre autres (Brunner et al., 2010). Page | 42
II.4.4.2. Modèles intégrés
Ces modèles, qui englobent les modèles distribués à base physique couplant les processus de surface et les processus souterrains apportent des réponses plus complètes dans l’étude des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines (Pan, 2015). Les premiers modèles de ce type ont été développés à la fin des années 90 – début des années 2000 (Abbott et al., 1986; Camporese et al., 2010 - modèle CATHY; Kollet and Maxwell, 2006 - modèle ParFlow; Kumar et al., 2009 - modèle PIHM; Pan, 2015; Panday and Huyakorn, 2004 - modèle ModHMS; Shen and Phanikumar, 2010; Therrien et al., 2010 - modèle Hydrogeosphere; VanderKwaak, 1999 - modèle InHm; Weill et al., 2009). Ces modèles s’attachent à coupler et résoudre l’équation de Richards tridimensionnelle pour la description des écoulements dans le milieu souterrain et une approximation des équations de Saint-Venant décrivant les écoulements de surface (Pan et al., 2015).
Ces modèles hydrologiques intégrés et couplés ont été largement utilisés pour mettre en évidence et quantifier les échanges retenues d’eau (surtout les lacs naturels) – eaux souterraines (exemple Ala-aho et al., 2015; Boubacar et al., 2020; Chen and Qian, 2017; Dadaser-Celik and Celik, 2017; El-Zehairy et al., 2018). Leur application s’est avérée très coûteuse en temps de calcul, car elle requiert entre autres, un calcul de convergence numérique entre la pression de sub-surface et celle de surface. En outre, Pan (2015) souligne la non-linéarité de l’équation de Richards qui fait que sa résolution nécessite l’utilisation de discrétisations spatiales et temporelles souvent non compatibles avec les contraintes physiques et numériques du problème traité. Toutefois, ces modèles demeurent les plus prometteurs et les plus sophistiqués qui incluent un couplage physique plus réaliste entre les eaux de surface et les eaux souterraines (Brunner et al., 2010). Le modèle HydroGeoSphere (HGS) (Therrien et al., 2010) sera utilisé dans cette thèse pour la modélisation des interactions entre les retenues d’eau du bassin de Kierma et les nappes d’eau souterraine. Le modèle sera décrit dans le chapitre 8 consacré à la modélisation.
II.5. Conclusion partielle au Chapitre II.
L’identification et la quantification des échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines sont des éléments importants de la gestion intégrée des bassins hydrographiques
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surtout dans les pays sahéliens où les ressources en eau sont rares. Sur base de cet état de l’art relatif aux interactions eaux de surface (retenues d’eau) – nappes d’eau souterraine, il ressort que les mesures directes des flux échangés sont ponctuelles et nécessitent un investissement financier et plusieurs investigations et ceci multiplie les erreurs y afférentes. De plus, les compteurs d’infiltration et appareils similaires ne conviennent pas aux retenues d’eau à cuvette envasée comme celles de Kierma et de Mogtédo. Les approches les plus pertinents d’identification et de quantification des interactions sont donc les méthodes indirectes. Ces méthodes sont moins couteuses et plus faciles à mettre en œuvre. Parmi les méthodes indirectes, celle basée sur le bilan hydrique et les méthodes hydrochimiques (ions majeurs) sont les plus avantageuses du fait de leur flexibilité et du faible coût de leur mise en œuvre. Les incertitudes liées à l’estimation des termes du bilan hydrique et l’incapacité à quantifier les flux échangés des méthodes hydrochimiques restent les limites de ces méthodes. Toutefois, les résultats fournis par les méthodes indirectes peuvent être combinés à la modélisation hydrogéologique intégrée eau de surface-eau souterraines pour des résultats plus précis. Cette méthodologie sera appliquée à l’étude des bassins de Kierma et de Mogtédo.
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Présentation générale de la zone d’étude
III.1. Cadre physique général du Burkina Faso
Le Burkina Faso, Ex-République de la Haute Volta, est un pays enclavé, situé au cœur de l’Afrique de l’Ouest entre les latitudes 9°20 et 15°03 Nord et les longitudes 02°20 Est et 05°03 Ouest. D’une superficie de 274 200km, le pays est limité à l'Est par le Niger, au Nord et au Nord-Ouest par le Mali, au Sud par le Ghana au Sud-Ouest par la Côte d’Ivoire, au Sud-Est par le Bénin et le Togo (MEE, 1999; Pieyns, 2017a) (Figure III-1). La population du Burkina est estimé à 18,6 millions d’habitants en 2016 (Banque Mondiale, 2019) avec une croissance démographique annuelle de 3,1% (PNDES, 2016). Le pays est organisé en collectivités territoriales. À ce titre, le territoire est divisé en 13 régions-collectivités territoriales subdivisées en 351 communes. Sur le plan administratif, le Burkina Faso comporte 13 régions, 45 provinces et 350 départements (Ouedraogo, 2018).
Figure III-1. Présentation générale du Burkina Faso - situation et découpage administratif
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Le climat, de type soudano-sahélien, caractérisé par des variations pluviométriques considérables, comprend une saison des pluies et une saison sèche. La saison des pluies va de juin à septembre et la saison sèche d’octobre à mai. Sur la base des précipitations pluviométriques, le pays compte trois (3) grandes zones climatiques (Figure III-2) :
une zone sahélienne située dans la partie Nord du pays avec une faible pluviométrie annuelle comprise entre 300 et 600 mm, repartie sur trois mois. une zone soudano-sahélienne située dans le centre et le centre nord du pays avec une pluviométrie annuelle moyenne comprise entre 600 et 900 mm repartie sur quatre à cinq mois (Ouédraogo, 2012). une zone soudanienne, située au sud et le sud-ouest du pays avec une pluviométrie annuelle moyenne comprise entre 900 et 1 200 mm et une saison des pluies de six mois
Figure III-2. Zones climatiques du Burkina Faso (1971-2000)
Les résultats de plusieurs études sur la variabilité pluviométrique au Sahel au cours des cinq dernières décennies (1961-2009) montrent une baisse significative de la pluviométrie annuelle Page | 46
depuis 1970. Ce déficit pluviométrique a entraîné une situation de stress hydrique sévère dans la région.
La pluviométrie est sujette à de fortes irrégularités interannuelles. Depuis le début des années 1970, le pays connaît une baisse significative de la pluviométrie annuelle (Ibrahim et al., 2012). Les mois les plus chauds (mars / avril) enregistrent des températures comprises entre 24 et 37°C ; les mois de décembre et janvier connaissent des températures plus basses pouvant descendre au-dessous de 17°C. La moyenne annuelle de l’évapotranspiration potentielle sur l’ensemble du territoire avoisine 1950 mm (Ibrahim, 2012). Deux masses d’air circulent dans les basses couches atmosphériques (inférieure à 15 km d’altitude) du Burkina et portent le nom d’alizé (Ibrahim, 2012) : L’alizé continental ou harmattan, un vent chaud et sec venu du Sahara, souffle pendant la saison sèche de fin novembre à mai. Il est caractérisé de fortes vitesses dans la journée et peuvent atteindre 3 à 7m/s (Okounde, 2006). Les températures étant élevées durant cette période, les capacités évaporatoires des retenues d’eau sont également grandes ; L’alizé issu de l’anticyclone Ste Hélène ou la mousson, un vent venu de Sud et chargé en vapeur d’eau souffle pendant la saison de pluies. Ce vent a une direction sud-ouest et des vitesses variant entre 1,4 et 2,59 m/s.
Le pays est relativement plat. L’altitude moyenne ne dépasse pas 400 mètres et près de la moitié du pays se situe entre 250 et 350 mètres. La platitude d’ensemble n’exclut pas une certaine variété locale. La nature des roches et la morphologie permettent de distinguer deux grands domaines topographiques (Touré et al., 2011b):
une pénéplaine qui couvre la plus grande partie du pays. Elle forme un relief très légèrement vallonné avec par endroits quelques collines isolées, ultimes vestiges d'un massif du Précambrien. C'est un paysage assez monotone, qui est une succession de croupes molles, interrompues par quelques collines aux pentes raides qui s’élèvent sur quelques dizaines de mètres au-dessus du plateau, avec un sol le plus souvent coloré en ocre par la latérite. un massif gréseux qui occupe la partie sud-ouest du pays. Le point culminant du pays s'y trouve : le Ténakourou (749 m). Le massif est limité par des falaises très escarpées Page | 47
atteignant 150 m de haut : falaise de Banfora, pics de Sindou, Cavernes de Douna, etc.
Quoique peu élevé et relativement peu arrosé, le territoire burkinabè a un réseau hydrographique assez important, surtout dans sa partie méridionale. Les cours d’eau se rattachent à trois bassins internationaux : les bassins de la Volta, de la Comoé et du Niger. Sur le plan national, le bassin de la Volta se subdivise en deux bassins versants dits nationaux permettant ainsi de dénombrer les quatre bassins hydrographiques nationaux du Nakanbé, du Mouhoun, du Niger et de la Comoé (Touré et al., 2011a). Dans ces bassins versants ont été construits de nombreux barrages qui apparaissent comme des aménagements propres à assurer les besoins en eau de petites communautés.
Le Burkina Faso appartient au Domaine Baoulé-Mossi du Craton Ouest-africain. Les principales formations géologiques (Figure III-3) qui le constituent sont les formations cristallines du Paléoprotérozoïque (80% du territoire) (Hottin and Ouedraogo, 1975; Savadogo, 1975) recouvertes de façon discordante par la couverture sédimentaire Néoprotérozoïque aux frontières Ouest, Nord et Sud-Est et par les terrains Cénozoïques du Continental Terminal au Nord-Ouest et extrême Est (de Gramont et al., 2017).
Quatre grands ensembles aquifères se distinguent dans ces formations géologiques (Castaing et al., 2003; de Gramont et al., 2017; Koussoubé et al., 2018; Savadogo, 1975):
. un ensemble d’aquifères sédimentaires essentiellement gréseux appartenant au bassin du Taoudéni se localise dans la partie occidentale du pays. Ils sont contenus dans des formations anciennes de l’Infracambrien qui se retrouvent également au Mali, et dans celles plus récentes du Continental Terminal, le tout couvrant un peu moins de 20% du pays. Ces aquifères ont des énormes capacités de renouvellement des réserves et sont très productifs avec des débit de pompage pouvant atteindre 320m3/h (de Gramont et al., 2017). . au Nord, se retrouve la suite des formations sédimentaires infracambriennes de la bordure SE du Gondo mais surtout celles de la bordure Sud du Gourma, dont des formations calcaires et karstifiées très productives, l’ensemble appartenant à la marge sud-orientale du bassin du Taoudéni. Les potentialités aquifères ne sont pas négligeables, malgré la faiblesse relative du régime pluviométrique. Les débits peuvent
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atteindre plus de 100m3/h (débit du forage Christine I et II) (de Gramont et al., 2017; Kafando, 2014). . à l’Est, à la frontière avec le Bénin et le Ghana, l’aquifère essentiellement gréseux du bassin sédimentaire ancien Voltaïen. Le débit moyen des forages installés dans les terrains volcano-sédimentaires est de 3 m3/h et de 5 m3/h en milieu filonien (Castaing et al., 2003). . sur approximativement 80% de la superficie du pays, des aquifères de type fissuré, discontinus, correspondant à des formations cristallines ou volcano-sédimentaires métamorphisées. Les débits s’y situent autour de 2 m3/h (de Gramont et al., 2017).
Figure III-3. Type d’Aquifère et Productivité (modifié Koussoubé et al., 2018)
III.2. Présentation des bassins de Mogtédo et de Kierma
Les zones d’étude sélectionnées sont les bassins de Kierma et de Mogtédo situés respectivement dans les régions du Centre-Sud et du Plateau Central. Les bassins de Kierma et de Mogtédo (Figure III-4) font partie du bassin versant du Nakambé qui est un sous bassin versant de la
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Volta. Un barrage accompagné d’une retenue d’eau a été construit à l’exutoire de chaque bassin. Les retenues d’eau sont exploitées pour l’irrigation de saison sèche et pour l’élevage. Les caractéristiques de ces ouvrages sont présentées dans le Tableau III-1.
Tableau III-1. Caractéristiques des barrages-retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo
Kierma Mogtédo Unité Capacité de stockage 916000 7194000 m³ Longueur de la digue 268 2600 m Largeur en crête de la digue 3.5 3.5 m Longueur du déversoir 92 650 m Nombre de prise d'irrigation 1 2 - Capacité des prises d'eau - 0.18 et 0.08 m³/s
Figure III-4. Retenues d'eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
III.2.1. Site de Kierma
À Kierma, le barrage a été construit en 1998 par l’État Burkinabé, sur le Pendaga qui est un affluent du Nakambé. Il est en terre et comporte un déversoir latéral au niveau de la rive gauche (Figure III-4a).
Les caractéristiques techniques du barrage sont présentées dans le Tableau III-1. Il est situé dans la commune de Kombissiri dans la province du Bazèga, à environ 50 km au Sud de Ouagadougou au Centre-Sud du pays. Sa capacité de stockage annoncée à la construction était de 760 000 m3 mais les travaux topographiques et bathymétriques entrepris dans le cadre des activités du PADI en 2012 ont réévalué le stockage maximal
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à 914 000 m3(Guyon et al., 2016f). Ce réservoir est l’exutoire d’un bassin versant de 100 km² sur lequel deux autres petits réservoirs ont été réalisés (Sabraogo, Zamsé) (Figure III-5).
Figure III-5. Présentation du bassin de Kierma
Les débits transitant par les déversoirs des retenues de Kierma ont été mesurés par le PADI de 2012 à 2014 (Guyon et al., 2016f, 2016f). En moyenne la retenue d’eau de Kierma déverse chaque année 5 000 000 m3 d’eau (Tableau III-1). Les volumes d’eau dans les retenues fluctuent également en fonction des saisons. Ils atteignent la capacité maximale durant la saison pluvieuse au mois d’aout et s’assèchent complément avant la fin de la saison sèche (mars-avril). Les retenues d’eau sont exploitées principalement pour l’irrigation de saison sèche et pour l’abreuvement des animaux du village de Kierma et de ses environs (Guyon et al., 2016e). Il existe deux types d’aménagements autour de la retenue d’eau de Kierma (DGAHDI, 2020):
un périmètre aménagé de 12 ha muni d’un système d’irrigation de type semi-californien à l’aval du barrage réalisé par le projet PDRDP/K en 2006 ;
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des périmètres informels exploités sur les berges, en aval et même dans les champs de case pour les cultures. Ils couvrent une superficie d’environ 160 ha (estimations avec ArcGIS).
Deux campagnes agricoles de saison sèche y sont généralement menées. Les parcelles sont irriguées par pompage dans la retenue d’eau. Les enquêtes réalisées en 2013 et 2015 par Guyon et al. (2016e) ont montré que les débits des motopompes et les fréquences d’irrigation ne varient pratiquement pas. Le débit moyen mensuel prélevé par une motopompe est estimé à 6.8l/s et la fréquence d’irrigation à 18 irrigations/mois/producteur. Le volume prélevé pour l’irrigation par les motopompes est estimé en moyenne à 440 000 m3 pour les campagnes d’irrigation (Guyon et al., 2016e). Selon les enquêtes réalisées par la DGAHDI (2020), ces parcelles produisent annuellement près de 45 tonnes de maïs, 340 tonnes de choux et 40 tonnes d’aubergines. Une étude sur l’extension des surfaces irriguées réalisée par le PADI a montré une augmentation moyenne annuelle de l’ordre de 3% des surfaces.
III.2.2. Site de Mogtédo
La retenue d’eau de Mogtédo a été réalisée en 1963 sur le Bomboré, un affluent du Nakanbé par l’État Burkinabè. C’est un barrage en terre comportant un déversoir latéral au niveau de la rive droite et deux prises commandées par l’amont (ONBAH, 1986) (Figure III-4b). Les caractéristiques techniques du barrage sont présentées dans le Tableau III-1. Il est situé à 85 km de Ouagadougou, à cheval sur les communes de Zam et de Mogtédo dans la province du Ganzourgou. La digue se localise à 3 km au Nord de la ville de Mogtédo sur le parallèle 00°50’ Ouest et le méridien 12°11’Nord à une altitude moyenne de 272 m au-dessus de la mer (Somé et al., 2008). Sa capacité de stockage initiale annoncée était de 8 400 000 m3 (Dembélé, 1995). D’autres études l’ont estimée à 6 500 000m3 (Somé et al., 2008) mais elle a été réévaluée à 7 190 000 m3 par les travaux réalisées par le PADI en 2012 (Guyon et al., 2016g). Ce réservoir est l’exutoire du bassin versant de Mogtedo d’une superficie de 500 km2 et comporte cinq autres petits barrages (Meguet, Kabuda, Tibin, Tanghin et Zarcin) (Figure III-6).
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Figure III-6. Présentation du bassin de Mogtédo
Les débits transitant par les déversoirs des retenues de Mogtédo ont été également mesurés par le PADI de 2012 à 2014 (Guyon et al., 2016f, 2016g). En moyenne la retenue d’eau de Mogtédo déverse chaque année 8 000 000 m3. Les volumes d’eau dans les retenues atteignent la capacité maximale durant la saison pluvieuse au mois d’aout et s’assèchent complément avant la fin de la saison sèche (mars-avril).
Tous ces réservoirs sont exploités principalement pour les campagnes agricoles de saison sèche en particulier et pour l’abreuvement des animaux des villages de Mogtedo, de Zam et de leur environ (Guyon et al., 2016g). Trois types d’aménagement sont recensés autour du barrage de Mogtédo (Kouali, 2010):
un périmètre dit formel réalisé à partir de 1967 à l’aval du barrage à Mogtédo. Il est muni d’un système d’irrigation de type gravitaire (ONBAH, 1986) et a une superficie de 123 ha. Un autre périmètre formel a été réalisé à l’amont du barrage à Talembika en
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2008. Il est muni d’un système d’irrigation de type semi-californien et n’a jamais été exploité. Il a une superficie de 62 ha. des parcelles pirates localisables autour du barrage prélèvent illégalement les eaux du réseau d’irrigation du périmètre formel. Elles ont une superficie totale estimée à 125 ha. des périmètres informels à l’amont du barrage. Ils couvrent une superficie de 170 ha dont plus de 100 ha à Talembika
Deux campagnes agricoles de saison sèche y sont généralement menées. L’alimentation en eau du périmètre formel est faite à partir des deux prises d’eau du barrage. Les périmètres informels reçoivent l’eau par pompage direct dans la retenue d’eau. Les enquêtes réalisées en 2013 et 2015 par Guyon et al. (2016g) ont montré que les débits des motopompes et les fréquences d’irrigation ne varient pratiquement pas. Le débit moyen prélevé par une motopompe est estimé à 6 l/s et la fréquence d’irrigation à 15 irrigations/mois/producteur. Le volume prélevé pour l’irrigation est estimé en moyenne à 3 200 000 m3 pour les campagnes d’irrigation (Guyon et al., 2016g). Selon les enquêtes réalisées par la DGAHDI (2020), les parcelles formelles produisent annuellement près de 495 tonnes de riz et les parcelles informelles, 90 tonnes de riz, 300 tonnes de d’oignons, 175 tonnes de choux, 30 tonnes de carottes, etc. Une étude sur l’extension des surfaces irriguées réalisée par le PADI a montré une augmentation moyenne annuelle de l’ordre de 3% des surfaces par an.
III.3. Situation démographique et socio-économique
III.3.1. Situation démographique
Le bassin de Kierma s’étend sur les communes de Kombissiri et de Gaongo et compte 12 villages. Le dernier recensement général de la population réalisé en 2006 estime la population résidente dans le bassin à 10 500 habitants dont 1280 dans le village de Kierma. Le taux d’accroissement annuel de la population de la province du Bazèga où se localise le bassin est de 2.38% (INSD, 2011a). Une projection de la population en 2019 donne 14185 personnes avec une densité de population de 143 hab. /km2 résidente dans le bassin.
Le bassin de Mogtédo s’étend sur les communes de Mogtédo, de Zam et de Zorgho et compte 28 villages. La population résidente dans le bassins y compris celle de Mogtédo (aval de la
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retenue) a été estimée à 54 614 personnes en 2006 (INSD, 2011b). Le taux d’accroissement annuel de la population de la province du Ganzourgou où se localise le bassin est de 2.9% (INSD, 2011a). Une projection de la population en 2019 donne 84 105 personnes avec une densité de population de 172 hab. /km2 résidente dans le bassin.
La population est jeune dans les bassins de Kierma et de Mogtédo comme à l’instar du reste du pays. Les moins de 14 ans représentent plus de 45% de la population et les femmes 53%.
III.3.2. Situation socio-économique
L’agriculture et l’élevage sont les principales activités qui occupent les populations des bassins de Kierma et de Mogtédo. Par ailleurs, du fait de la position géographique de la ville de Mogtédo (lieu de transit en direction des pays de la sous- région notamment le Togo, le Bénin, et le Niger), le commerce y est également développé (Okounde, 2006).
III.3.2.1. L’agriculture
Une agriculture extensive pluviale est pratiquée dans les bassins avec des spéculations essentiellement céréalières et rizicoles (surtout à Mogtédo). C’est une agriculture familiale, dont le système de production se traduit par une agriculture orientée vers la subsistance, l’extension des zones de cultures donc la suppression de la jachère (Okounde, 2006). Au regard des caractéristiques pédoclimatiques, les principales cultures pluviales développées sont le mil, le sorgho rouge, le sorgho blanc, le niébé, l’arachide (BEM, 2007) avec de faibles rendements. L’agriculture pluviale dans ces bassins comme pour le reste du pays, connaît d’énormes difficultés :
- le faible niveau d’équipement (charrue, charrette et autres équipements agricoles) ; - les difficultés d’accès aux intrants (coût élevé par rapport au pouvoir d’achat paysan) ; - l’insuffisance des terres cultivables ; - la variabilité spatio-temporelle des pluies.
Les activités agricoles de contre saison (agriculture de saison sèche) se pratiquent surtout autour des retenues d’eau (voir Section III.2) de Kierma et Mogtédo mais aussi, et dans une moindre mesure, autour des petites autres retenues d’eau localisées dans les bassins. Elles constituent
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les activités économiques dominantes des habitants des villages localisés près de retenues de Kierma (Kierma, Widi et Toanga) et de Mogtédo (Mogtédo, Zam et Talembika). Ces activités mobilisent 113 personnes autour de la retenue d’eau de Kierma et 980 personnes autour de celle de Mogtédo (Ki et al., 2010; Guyon et al., 2016e).
L’irrigation de saison sèche concerne la culture maraichère (Figure III-7b - d) à Kierma et à Mogtédo et la riziculture (Figure III-7a) à Mogtédo uniquement. Les cultures maraichères sont reparties comme suit (Wellens, 2012; Guyon et al., 2016e) (Figure III-8) :
- l’oignon occupe 8% des terres irriguées à Kierma et 46% des terres à Mogtédo. Il est produit par 9% des irrigants à Kierma et 50% à Mogtédo. - les choux sont produits sur 41% des terres à Kierma par 51% des irrigants. Sa culture ne représente que 1% des terres à Mogtédo. - les cultures mixtes comprenant au moins deux cultures représentent 43% des terres irriguées et concernent 29% des producteurs à Kierma, et 35% des terres irriguées pour 28% des producteurs de Mogtédo. - le piment est surtout produit à Mogtédo sur 13% de la superficie par 16% des producteurs. - l’aubergine, la tomate, la courgette, le concombre et le maïs frais sont moins produits sur les deux sites.
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Crédit photo : Bambara, 2016 Figure III-7. Champs rizicole (a), récolte d'oignon (b), champs de choux (c) et de courgette (d) et à Mogtédo
Figure III-8. Répartition des superficies exploitées (a et c) et du nombre de producteurs (b et d) par spéculation à Kierma (A) et Mogtédo (B) (source : Guyon et al., 2016e) Page | 57
Ces cultures sont produites sur deux cycles d’octobre à avril mais l’assèchement précoce des retenues raccourcit le deuxième cycle en occasionnant des pertes énormes pour les irrigants. La Figure III-9 montre l’état des cultures après l’assèchement de la retenue d’eau de Kierma en février 2016.
Figure III-9. État des cultures après l'assèchement de la retenue de Kierma en février 2016 (Guyon et al., 2016e)
III.3.2.2. L’élevage
Dans les bassins de Kierma et de Mogtédo, l’élevage est caractérisé, d’une part par l’existence d’un cheptel diversifié et d’autre part par un système d’exploitation extensif. Cette activité est menée par la quasi-totalité de la population de ces zones (Okounde, 2006) et constitue une source de revenus supplémentaires. Cependant l’activité est fortement limitée par l’insuffisance de pâturages due aux contraintes climatiques et à la pression foncière des agriculteurs, la
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fréquence d’épizooties et l’insuffisance d’eau. Cette situation est aggravée par les difficultés d’accès au retenues d’eau, points principaux d’abreuvement, surtout en saison sèche pour les grands et petits ruminants (BEM, 2007). Pendant cette saison, en cas d’assèchement précoce des plans d’eau des retenues, la plupart des éleveurs creusent des puits pour abreuver leurs animaux et en saison humide ils conduisent le bétail aux bords des marigots ou larges flaques d’eau. Ils ne parcourent pas plus de 3 à 4 km pour abreuver leur bétail (Wandji, 2013). Le nombre d’animaux s’abreuvant dans la retenue d’eau de Kierma a été estimé à 162 000 têtes en 2015 et à 520 000 têtes le nombre s’abreuvant dans la retenue d’eau de Mogtédo par Guyon, et al. (2016f et 2016g).
III.3.2.3. Le commerce
Cette activité s’est surtout développée à Mogtédo à la construction du barrage, de l’aménagement de la plaine, la construction de la Nationale N°4 (BEM, 2007) et surtout le développement de l’agriculture irriguée. Les communes de Zam et de Mogtédo sont dotées de marchés localisés respectivement à Zam centre et au secteur n°1 de Mogtédo. Néanmoins, il est remarquable de constater que la localité de Mogtédo qui s’est vue érigée en commune bien longtemps après Zam est bien plus prospère que cette dernière. L’activité commerciale est tellement bien développée à Mogtédo que des ressortissants des pays voisins (Bénin, Togo et Ghana) viennent s’y approvisionner en produits maraichers.
Les produits agricoles sont vendus directement au niveau des parcelles à Kierma mais surtout au marché de Kombissiri par les producteurs aux revendeuses.
III.3.2.4. Les autres activités
D’autres activités non moins importantes se mènent dans les bassins de Kierma et de Mogtédo entre autre la pêche dans les retenues d’eau, l’artisanat, la production de bière locale (uniquement à Mogtédo) qui utilise également l’eau de la retenue.
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Figure III-10. Prélèvement de l'eau de la retenue de Mogtédo pour la consommation (crédit photo : Kouali, 2010)
III.4. Cadre physique des zones d’étude
III.4.1. Contexte climatique
Les données climatiques utilisées dans ce travail ont été fournies par l’Agence Nationale de la Météorologie (ANAM) du Burkina Faso et par le PADI. Les données de l’ANAM ont été enregistrées dans les stations météorologiques de Zorgho (25 km de Mogtédo) et de Kombissiri (17km de Kierma) pour les précipitations et dans la station de Ouagadougou aéroport (71,1 km du barrage de Kierma et à 86,4 km du celui de Mogtédo) pour les autres paramètres (température, humidité relative, vitesse du vent et insolation). Les données fournies par le PADI sont principalement des données pluviométriques et d’évaporation enregistrées par les stations pluviométriques et les bacs classe A installés dans les deux bassins à cet effet.
Les bassins de Kierma et de Mogtédo sont situés dans la zone climatique de type soudano- sahélien (Figure III-2) caractérisée par une pluviométrie annuelle comprise entre 600 et 900 mm. Les moyennes pluviométriques annuelles calculées sur les trente dernières années à partir des données des stations météorologiques de Zorgho et de Kombissiri sont d’environ 770 mm à Mogtédo et 800 mm à Kierma. Par contre, les moyennes calculées à partir des stations pluviométriques installées dans les deux bassins sont de 892 mm à Kierma pour la période 2012-2014 et de 792 mm à Mogtédo pour les périodes 2012-2014 et 2014-2018.
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L’évapotranspiration potentielle (calculée par la méthode Penman) est très intense dans la région surtout pendant la saison sèche. Elle pose de de nombreux problèmes pour le stockage d’eau dans les retenues (Sprumont, 2016).
Figure III-11. Moyenne mensuelle de la pluviométrie et de l’ETP aux stations de Kombissiri
et de Zorgho de 1988 à 2018. Moyenne journalière de l’Isolation, la vitesse du vent (u2), de l’humidité relative et de la température de l’air à la station Ouagadougou aéroport de 1988 à 2018.
À l’instar du reste du pays, ces deux bassins sont également sujets à des variabilités interannuelles de la pluviométrie qui sont attestées par l’analyse de l’Indice Pluviométrique Standardisé (IPS) (McKee, Doesken, Kleist, 1993). L’IPS est, selon Ali et al., (2008), une moyenne des cumuls pluviométriques saisonniers centrés et réduits calculés : Page | 61
푃 − 푃 퐼푃푆 = 푖 푚 (III-1) 휎
L’IPS permet d’identifier les années excédentaires (IPS > 0), moyenne (IPS = 0) ou déficitaires (IPS < 0) par rapport à la moyenne pluviométrique sur une période donnée.
L’analyse de l’IPS des chroniques pluviométriques de 1988 et 2018 des stations de Kombissiri et de Zorgho (Figure III-12) montre une alternance entre les années excédentaires (années humides) et déficitaires (années sèches) dans les deux bassins. Les années sèches sont néanmoins plus marquées entre 1995 et 2013 à Kombissiri et entre 1995 et 2006 à Zorgho.
Figure III-12. Indice pluviométriques standardisé de 1988 à 2018 pour les stations de Kombissiri et Zorgho
Ces variabilités temporaires des précipitations cachent également des variabilités spatiales à
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l’échelle locale. En effet les données pluviométriques mesurées dans les bassins de Kierma et de Mogtédo sont légèrement différentes de celles enregistrées dans les stations météorologiques officielles. Ces variabilités spatio-temporelles ont des conséquences sur la disponibilité annuelle des ressources en eau de surface et surtout sur celles des retenues d’eau. La température moyenne journalière des 30 dernières années varie entre 25 et 33,5°C en fonction des saisons. Les mois les plus froids sont les mois de décembre et janvier et les plus chauds sont ceux d’avril et mai (Figure III-11a). La durée d’ensoleillement (insolation) est plus élevée en saison sèche qu’en saison pluvieuse (Figure III-11d). L’Évapotranspiration réelle (ET) journalière est aussi plus forte en saison sèche car l’insolation augmente la durée de la température diurne normalement élevée en cette période. L’humidité relative de l’air varie en fonction de la température, des précipitations et de l’insolation comme le montrent les graphiques y afférents. En saison pluvieuse, l’humidité de l’air est supérieure à 50%. Elle atteint sa valeur maximale (80-90%) au mois d’août pour ensuite redescendre pendant la saison sèche à environ 10% (valeur minimale) en février (Figure III-11b). En saison sèche, les fortes températures entrainent la diminution de l’humidité relative par évaporation. La vitesse du vent est plus forte pendant la saison sèche et faible pendant la saison de pluies. Elle est en moyenne de 3 m/s au mois de mai et de 2 m/s au mois d’août (Figure III-11c).
III.4.2. Topographie et géomorphologie
Les cartes topographiques des bassin de Kierma (Figure III-5) et de Mogtédo (Figure III-6) ont été élaborées à partir des Modèles Numériques de Terrain (MNT) de résolution 30 ×30 m (https://www.eorc.jaxa.jp/ALOS/en/palsar_fnf/data/index.htm). Le relief est relativement plat dans ces bassins. L’altitude par rapport au niveau moyen de la mer culmine à 352 m à Kierma et à 380 m à Mogtédo tandis que les exutoires des bassins où se localisent les principales retenues d’eau ont respectivement des altitudes de 282 m à Kierma et 274 m à Mogtédo. Les différences d’altitude sont relativement faibles dans ces bassins.
Sur le plan géomorphologique, le relief des bassins est marqué par trois unités géomorphologiques (BUNASOL, 2012 ; Robert, 2011):
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- Les reliefs résiduels constitués de matériaux durs, de roches ou de cuirasses ferrugineuses du haut et moyen glacis. Ils correspondent aux buttes rocheuses, aux niveaux cuirassés plus anciennement dégagés par l’érosion et aux terrasses anciennes. En relation avec les zones de dénudation formées par le déblaiement des altérites et possédant des épaisseurs variables, des « noyaux durs » émergent rompant la monotonie des surfaces sédimentaires (Robert, 2011) ; - Les surfaces résiduelles regroupent les glacis haut, moyen et bas de pente. Ce sont des cuirasses ferrugineuses postérieures aux cuirasses anciennes. Ils se façonnent par aplanissement sous l’effet du ruissellement pelliculaire, puis diffus. - Les terrasses et les bas-fonds sont des formations de colluvions alluviales plus récentes que les basses terrasses. Il s’agit des zones d’accumulations de matières. Bien qu’il soit possible d’observer des départs, les apports dominent. Ces espaces peu nombreux englobent toutes les branches hiérarchisées du réseau hydrographique et se rencontrent au niveau des cours d’eau.
III.4.3. Hydrographie
Les réseaux hydrographiques des bassins de Kierma et de Mogtédo sont constitués de cours d’eau temporaires qui ne s’écoulent que pendant la saison des pluies. Le réseau hydrographique est plus dense à Mogtédo qu’à Kierma.
III.4.4. Sols
Les sols des bassins de Kierma et de Mogtédo sont très diversifiés en relation avec le substrat géologique, les apports éoliens et les régimes de drainage. Ils correspondent aux unités géomorphologiques précédemment décrites (Section III.4.2.). Selon des travaux réalisés par le Bureau National des Sols (BUNASOL) et d'après la Classification Française appliquées aux sols de la région, les types de sols (Figure III-13) rencontrés sur ces bassins sont les suivants :
des sols ferrugineux tropicaux lessivés, souvent indurés et pouvant être à concrétions et à taches ou uniquement à concrétions. Ils englobent des sols de moins de 40 cm au niveau des glacis haut de pente et de plus de 40 cm de profondeur au niveau des glacis moyenne de pente. Ces sols comportent un taux d’éléments grossiers variable (5 à 40 -
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60 % de concrétions) suivant la profondeur; ils ont généralement une texture limono - sableuse à limono - argilo - sableuse en surface et argilo -limoneuse à argileuse en profondeur (Kaloga, 1968; Pallo & Thiombiano, 1989). Ces types de sols occupent plus de 90% de bassin versant de Kierma et 58% de celui de Mogtédo. des sols bruns eutrophes tropicaux, généralement riches en matière organique avec une texture assez variable allant de sablo-limoneuse et limono-argileuse. Ils se développent essentiellement sur des chlorito-schistes et sericito-schistes mais peuvent se rencontrer également en bas de pentes sur des matériaux de types alluvions ou colluvions (Kaloga, 1968; Maignien, 1963). Ces sols sont uniquement présents dans le bassin de Mogtédo où ils représentent 6% des sols. Ils sont souvent ferruginisés quand ils sont bien drainés ou hydromorphes (vertisols) se concrétisant par des néosynthèses argileuses de type montmorillonitique. des sols hydromorphe peu humifère à pseudogley de surface, dont l’évolution est dominée par la présence, dans le profil, d'un excès d'eau pendant la saison des pluies. Ils se localisent le long des axes de drainage (cours d’eau) et les plaines alluviales contigües. Ils sont de nature alluviaux et argileux, argilo-limoneux, limono-argileux, colluvio-alluviaux et argileux ou argilo-sableux avec parfois des matériaux superficiels moins argileux. Ils sont parfois gravillonnaires en profondeur ou à nombreux gravillons ferrugineux.(Kaloga, 1968; Ouadba, 2003). Ils représentent 6% de la superficie du bassin de Kierma et 15% de celui de Mogtédo. des lithosols sur cuirasse ou sur roche, à minéraux bruts et englobant les affleurements de roches (cuirasses et carapaces, roches granitiques et gneissiques). Ils peuvent être avoir un recouvrement squelettique (30-35 cm d’épaisseur) qui peut être gravillonnaire, sableux, sableux à sab1o-argileux, argi1o-limoneux (pour les cuirasses et carapaces), sableux à caillouteux pour les granites) (Kaloga, 1968). Ils couvrent 1% du bassin de Kierma et 5% de celui de Mogtédo. des sols peu évolués d'érosion régosolique, généralement issus du démantèlement de la cuirasse en place ou d’apport colluvial modal ou encore d’érosion des affleurements de roches vertes (schistes). Ce sont des sols peu profonds de texture sableuse en surface et pauvre en matière organique. Ils reposent pour la plupart sur une cuirasse ou une carapace ferrugineuse et occupent souvent les glacis hauts de pente des sommets cuirassés (Kaloga, 1968; Ouadba, 2003). Ils se rencontrent à Mogtédo et occupent 16% Page | 65
du bassin. des sols peu évolués d'apport alluvial hydromorphe, constitués de matériaux sableux, sablo-1imoneux ou limoneux issues des sols des glacis de pente transportés par les cours d’eau. ils se localisent dans les lambeaux de plaine de remblaiement aval des cours d’eau de Kierma et de Mogtédo. Ils occupent 3% du bassin de Kierma et 0.4% de celui de Mogtédo.
(a)
(b)
Figure III-13. Distribution des types de sols dans le bassin de Kierma(a) et de Mogtédo(b)
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III.4.5. Occupations des sols
Les cartes d’occupation des sols ont été réalisées dans le cadre du projet PADI sur base d’une classification d’images satellitaires SPOT5 de 2.5m de résolution (PADI, 2014a). L’occupation des sols peut se regrouper en 4 grands types (Figure III-14a et b) :
- la végétation naturelle représentée par la végétation dense (forêt galerie et la savane arborée) et claire (la savane arbustive et herbeuse, les steppes arbustive et herbeuses). La végétation est assez dense dans le bassin de Kierma par rapport à celui de Mogtédo. Elle occupe 49% du bassin de Kierma et 27% pour du bassin de Mogtédo. - les zones agricoles comprenant les zones de culture irriguée (zone de maraichage) autour des retenues d’eau et les champs réservés aux cultures de saison des pluies. Cette zone occupe 49% du bassin de Kierma et 70% de celui de Mogtédo. - les plans d’eau qui sont principalement ceux des retenues d’eau car il n’y a aucune mare ni lac ou cours d’eau pérennes dans ces bassins. Ils représentent 1% de l’occupation des sols du bassin de Kierma et 0.2% de celle de Mogtédo. - les sols nus et habitations et les affleurements rocheux. Les deux bassins sont localisés dans des communes rurales d’où l’on note l’absence de grandes superficies occupées par des habitations qui y sont fortement très éparses. Cette classe d’occupation des sols représente 1% de l’occupation totale du bassin de Kierma et 3% de celle de Mogtédo. Les villages du bassin de Mogtédo ont des habitations plus denses que ceux de Kierma.
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(a)
(a)
Figure III-14: occupations des sols dans le bassin de Kierma (a) et de Mogtédo (b) (PADI, 2014a modifiée)
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III.4.6. Géologie
Les formations géologiques des bassins de Kierma et de Mogtédo font partie de celles du socle cristallin et cristallophyllien qui constitue 80% des formations géologiques du Burkina Faso (Section 45). Ce sont des formations birimimiennes de la dorsale de Man/Léo du domaine Baoulé-Mossi (Naba, 2007) du craton Ouest-Africain (>2000 Ma) (Castaing et al., 2003). Ces formation ont été affectées par l’orogenèse éburnéenne et sont composées essentiellement des granitoïdes d’origine plutonique parfois gneissifiés, des metavolcanites et métasédiments (BUMIGEB, 2018).
Les travaux géologiques, réalisés au Burkina Faso par Ducellier (1963), distinguaient pour la région située au sud de Ouagadougou les granites baoulés, présentés comme des granites hétérogènes et pouvant montrer des faciès homogènes comme ceux qui affleurent dans la région de Kombissiri. La classification des différentes formations granitiques, selon Toé (2004) et selon les travaux de précision du BUMIGEB (2018) au degré carré de Ouagadougou, donne pour le bassin de Kierma (Figure III-15) :
des granites à biotite qui sont leucocrates à mésocrates tachetée de noir par la présence abondante de biotites dans la roche (Grommet, 2018), plus homogènes sans orientation préférentielle des minéraux. Ils ont une granulométrie fine à moyenne et constituent l'essentiel des affleurements visibles dans le bassin ; des granites porphyroïdes qui sont souvent à amphiboles et à biotite, montrant une foliation surtout soulignée par la disposition planaire des biotites et des amphiboles. Ils sont relativement proches des précédents, mais sont de couleur plus rosée. Ce faciès se localise sur des affleurements dans la partie Nord du bassin ; des granites à tendances grano-dioritiques dans la partie Ouest du bassin qui ont une composition très riche en quartz avec quelques plagioclases, feldspaths et biotites. Ils apparaissent légèrement plus sombres et à grain grossier.
Les études antérieures réalisées dans la zone de Mogtédo (AAVV, 1974; Berard, 1977a; IWACO BV, 1982) montrent que le substratum du bassin est composé de formations très variées de granitoïdes et des formations de la ceinture volcano-sédimentaire. Selon les travaux du BUMIGEB (2018), les formations géologiques sont principalement composées de :
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- granitoïdes qui regroupent un ensemble indifférenciés de granodiorites, tonalites et diorites quartzifères parfois rubanées et foliées mais aussi de granite à biotite et à amphibole ; - orthogneiss qui sont des roches métamorphiques qui apparaissent en bandes intrusives dans les granitoïdes au Nord-Ouest du bassin ;
- schistes qui sont associés à de très nombreux filons de quartz. Ils sont microplissés et intensément fracturés. Leur orientation va de N20 à N40 pour la schistosité, alors que la fracturation domine suivant les directions N30 et N100. Ils se localisent au niveau des parcelles agricoles près du barrage et de la retenue d’eau elle-même. - basaltes à affinité tholéiitique et amphibolite qui se rencontrent à l’Est et au Nord de la retenue d’eau de Mogtédo.
Deux importantes failles, dont celle de Tiébélé-Dori-Markoye, de directions Nord-Est et Nord- Ouest traversent le bassin versant de part et d’autre de la retenue d’eau.
(a)
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(b)
Figure III-15. Géologie des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b).
III.4.7. Hydrogéologie
Les aquifères rencontrés dans les bassins Kierma et de Mogtédo sont fonction des altérations et des dépôts alluviaux. Trois niveaux d’aquifère continus mais plus ou moins distinguables existent : les aquifères superficiels formés par les dépôts d’alluvions récents (quaternaire), les aquifères de la frange altérée et les aquifères de la zone fracturée (réservoir profond). Les aquifères des dépôts alluviaux et ceux de la frange altérée sont considérés comme un seul ensemble. Il est généralement admis l’existence d’un aquifère de type bicouche dans les zones de socle cristallin (Ouandaogo-Yameogo et al., 2013; Savadogo, 1984) : « zone altérée – zone fissurée » dont la productivité est liée à l’épaisseur et à la porosité utile des altérites, ainsi qu’à la densité du réseau de fractures dans le substratum sain (Tossou et al., 2017).
Les altérites des formations schisteuses rencontrées à Mogtédo sont argileuses et ont des faibles transmissivités alors que les arènes granitiques qui sont peu argileuses ont de plus fortes transmissivités, permettant à l’eau de s’écouler plus facilement. La nappe des altérites est sujette
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à de très fortes variations de niveau durant l’année, liées à l’alimentation directe par la pluie, la vidange par évapotranspiration et le drainage des réserves stockées par les fractures dans le milieu fissuré sous-jacent, variations qui provoque, en saison sèche, le tarissement de ces nappes (Toé, 1989). Les nappes alluviales associées ont souvent une assez bonne perméabilité et assurent un assez bon débit aux puits à grands diamètres et puisards qui les captent.
Les aquifères de la frange fissurée et fracturée sont captifs car surmontés par des couches d’altérites semi-perméables qui les alimentent. Les fractures, fissures et éléments filoniens jouent un rôle catalyseur dans le drainage des eaux (Castaing et al., 2003). Ceci augmente la productivité de ces aquifères même s’ils sont considérés comme « discontinus » en raison de l'importante variabilité spatiale de leurs propriétés hydrodynamiques (Lachassagne & Wyns, 2005). La transmissivité de ces aquifères dépend de la fissuration et est estimée de l’ordre de 10-4 m²/s à Kierma avec un débit moyen de 5m³/h. les transmissivités et les débits moyens sont plus faibles à Mogtédo où ils sont respectivement de 10-5 m²/s et 2 m³/h. Ces débits sont conformes à ceux estimés par Courtois et al.(2010) pour les roches de socle.
La géologie et le fonctionnement hydrogéologique des aquifères des bassins de Kierma et de Mogtédo seront mieux précisés dans les chapitres suivants.
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Caractérisation physique des aquifères
IV.1. Introduction
La reconstitution de la configuration géométrique des systèmes aquifères constitue une étape majeure dans l’étude de leur fonctionnement hydrogéologique (Cudennec et al., 2007). De ce fait, une bonne connaissance de leurs limites géométriques permet d’évaluer les potentialités des nappes d’eau à travers leurs possibilités de stockage, leurs conditions de circulation et de restitution au milieu naturel (Gilli et al., 2016; Maréchal et al., 2004). À cet effet, des méthodes telles que la télédétection et la géophysique sont souvent utilisées avec succès (Babaye, 2012; Koita et al., 2010; Koussoube and Savadogo, 2017; Ouedraogo, 2016; Sauret, 2013; Soro, 2017; Soro et al., 2017).
L’objectif de ce chapitre est de caractériser les couches et structures géologiques des aquifères des bassins de Kierma et de Mogtédo à travers la télédétection, la géophysique et l’interprétation des logs de forages. Les résultats de cette étude seront utilisés pour la définition d’un modèle conceptuel qui sera utilisé dans les prochains chapitres pour l’évaluation des potentialités des nappes d’eau souterraine et la modélisation hydrologique intégrée des interactions entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine.
IV.2. Spatialisation des linéaments par télédétection
Les linéaments sont des éléments linéaires ou curvilignes qui peuvent être associés à des structures géologiques (failles, joints, etc.), à des caractéristiques géomorphologiques (falaises, terrasses, vallées linéaires), au contraste tonal (dû à la végétation, à l'humidité du sol, à la composition de la roche), aux activités humaines et/ou à des éléments construits (routes, pistes, bâtiments, zoning, etc.) (Elsaid, 2014). L'identification et l’extraction de ces linéaments peut se faire à partir des images satellitaires (modèles multi spectraux ou modèles numériques d'élévation) et/ou des photographies aériennes (Chabani et al., 2020; Garza & Slade, 1986; Koita et al., 2010; Youan Ta et al., 2008).
Les photographies aériennes des bassins de Kierma et de Mogtédo ne sont pas disponibles. La télédétection a donc été utilisée pour la spatialisation des linéaments à partir d’images
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satellitaires. L’objectif est de caractériser les structures géologiques susceptibles de drainer les eaux d’infiltration dans ces bassins et aussi de définir les zones potentiellement favorables pour l’implantation des forages.
IV.2.1. Données et matériels
L’étude s’appuie sur des imageries Landsat-8/OLI/TIRS (orbite/rangée 194/52) de résolution 15m (bande 8) et 30 m (bandes 1 à 7 et 9.) sans couverture nuageuse. Elles ont été obtenues auprès de l'U.S. Geological Survey - Earth Resources Observation and Science Center (USGS- EROS) (https://earthexplorer.usgs.gov/) le 17 février 2020 (images de Kierma) et le 25 janvier 2020 (images de Mogtédo). Les images Landsat 8 ont été choisies en raison de leur discrimination spectrale qui leur confère une capacité à identifier des caractéristiques linéaires et/ou curvilignes (Ibrahim and Mutua, 2014; Mwaniki et al., 2015).
Le traitement des images a été effectué à l’aide du logiciel ENVI 4.5 et l’extraction des linéaments sur Geomatica-banff. Les cartes géologiques, les données de forages et les cartes d’occupation des terres ont été également utilisées pour la validation des résultats.
IV.2.2. Méthodes
Les images Landsat 8 sont de type T1 (données répondant aux exigences de qualité géométrique et radiométrique) et ont été acquises en saison sèche (janvier et février) sans couverture nuageuse. Les traitements radiométrique et géométrique n’ont donc pas été nécessaires. La méthodologie adoptée pour l’extraction et la réalisation des cartes des linéaments est résumée par la Figure IV-1.
Un traitement a été appliqué aux images à travers la transformée de Hotelling ou l’analyse en composante principale qui est une technique efficace pour s’affranchir des redondances et d’améliorer le contraste dans l’image à des fins d’interprétation géologique (Alshayef et al., 2017; Koita et al., 2010). Elle consiste en une transformation mathématique générant de nouvelles images (néocanaux) qui sont en combinaison linéaire des images originales (Bonn & Rochon, 1992; Hammad et al., 2016).
Cette technique a été appliquée aux images Landsat 8 constituées de 7 bandes fusionnées. Le Page | 74
résultat des trois premières composantes (les néocanaux ACP1, ACP2 et ACP3) synthétise respectivement pour chacune des images 99, 1 et 0% de l’information contenue dans les images multispectrales d’origine.
L’extraction des linéaments se fait à partir des néocanaux les plus significatifs, à savoir le canal ACP1 dans la présente étude. Il existe deux méthodes communes pour l'extraction de linéaments à partir de données satellitaires (Adiri et al., 2017; Alshayef et al., 2017) :
Extraction manuelle : Elle consiste en la numérisation manuelle des linéaments directement à partir des images satellitaires en utilisant des filtres directionnels ou non directionnels tels que le filtre directionnel Laplacien et le filtre directionnel Sobel, qui permettent d'améliorer davantage l’identification des linéaments. L'extraction visuelle (manuelle) dépend largement de la qualité de l'image et de la compétence de l'utilisateur.
L'extraction automatique : Elle implique l'utilisation de l'outil LINE de Geomatica- banff. L'outil extrait des caractéristiques linéaires de la meilleure bande de l’ACP (ACP1 dans ce cas) et les enregistre sous forme de polylignes dans une couche vectorielle. Il existe deux catégories de paramètres appliqués par le biais de ce module qui sont énumérés ci-dessous et qui régissent les étapes de détection des bords et d'extraction des courbes de la procédure d'extraction automatique des linéaments (Adiri et al., 2017; Hashim et al., 2013):
a) Paramètres de détection et seuillage des bords
. RADI (Rayon du filtre) : Rayon du filtre gaussien utilisé lors de la détection des contours, mesuré en pixels. Il détermine approximativement le niveau de détail le plus petit dans l'image d'entrée à détecter ; une grande valeur RADI indique que moins de détails peuvent être détectés, et aussi moins de bruit ; des valeurs entre 3 et 8 sont recommandées pour éviter d'introduire du bruit. . GTHR (Seuil du gradient de bord) : valeur minimale du gradient à considérer comme un bord lors de la détection de bord ; des valeurs comprises entre 10 et 70 sont acceptables. b) Paramètres d’extraction de la courbe
. LTHR (Seuil de longueur de courbe) : longueur minimale d'une courbe à
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considérer comme un linéament ; une valeur de 10 convient. . FTHR (Seuil d'ajustement de la ligne) : erreur maximale autorisée lors de l'ajustement d'un segment de courbe pour former un linéament ; des valeurs entre 2 et 5 sont recommandées. . ATHR (Seuil de différence angulaire) : spécifie l'angle à ne pas dépasser entre deux vecteurs à relier ; des valeurs entre 3 et 20 conviennent. . DTHR (seuil de distance de liaison) : distance maximale entre deux vecteurs à relier. Des valeurs comprises entre 10 et 45 sont acceptables.
Dans la présente étude, la détection et l’extraction des linéament ont été faits à partir des néocanaux ACP1 avec la méthode d’extraction automatique des linéaments et complétée par la méthode manuelle pendant la validation. En effet, l’analyse et la validation des linéaments extraits à partir des images sont indispensables pour préciser leur signification structurale (Razak, 1984). À cet égard, les cartes d’occupation des sols ont servi à comparer les linéaments avec les routes, pistes, lignes de hautes tensions, limites des parcelles, etc. Lorsque l’origine anthropique d’un linéament est avérée, celui-ci est supprimé. Ainsi ceux restant sont considérés comme des structures géologiques (principalement des fractures) (Abdou Babaye, 2012; Adiri et al., 2017; Ouattara et al., 2012). Les linéaments restants sont encore comparés avec les fractures principales sur la carte géologique et les positions des forages réalisés dans les bassins, les cartes de pentes et ombrages issues du MNT pour en déterminer la nature.
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Figure IV-1. Méthodologie d'identification et d'extraction des linéaments
IV.2.3. Extraction des linéaments
L’utilisation de l’outil « line » de Geomatica a permis de mettre en évidence de nombreux linéaments sur les images ACP1 des bassins de Kierma. Les paramètres de détection et d’extraction utilisés par l’outil « line » sont consignés dans le Tableau IV-1.
Tableau IV-1. Paramètres appliquées pour la détection et d'extraction automatique des linéaments
Paramètre Valeur Unité RADI 5 Pixels GTHR 50 - LTHR 10 Pixels FTHR 3 Pixels ATHR 15 Degré DTHR 20 Pixels
Les linéaments extraits par l'algorithme d'extraction des bords et des lignes ne sont pas
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seulement des linéaments naturels, mais aussi des linéaments culturels (issus de l’utilisation des terres). La séparation des linéaments est une étape majeure qui permet d’isoler les structures géologiques. De ce fait, un post-traitement a été effectué. Les linéaments naturels et culturels peuvent être différenciés en définissant l'emplacement de chaque élément linéaire dans l'image (Hashim et al., 2013). Les cartes d’occupation des sols ont été superposées aux linéaments pour définir la localisation spatiale des éléments qui ont créé ces linéaments culturels. Les linéaments correspondants à des routes ou pistes, des lignes de hautes tensions, des limites des végétations, limites de parcelles, rivière, etc. ont été supprimés. Les linéaments restants pourraient être des structures géologiques (failles /fractures).
Les Figure IV-2 a et b présentent les cartes des linéaments naturels ; les linéaments culturels ont déjà été supprimés. Ils sont superposés à des images ACP1. Ces cartes ont une grande importance en hydrogéologie du milieu cristallin et cristallophyllien (Abdou Babaye, 2012). Elles permettent de mettre en évidence les nœuds de fractures, les directions préférentielles des écoulements souterrains et aussi les zones de drainage des nappes d’eau superficielles dans les bassins de Kierma et de Mogtédo. Leur validation permet d’avoir une carte des réseaux de fractures de la zone, représentatives de la fracturation des bassins de Kierma et de Mogtédo.
(a)
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(b)
Figure IV-2. Compilation des résultats obtenus après différents traitements (manuel et automatique). Carte géologique télé-analytique finale de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
IV.2.4. Validation des linéaments
Comme décrit précédemment, les linéaments naturels ont été extraits. Ils ont été ensuite comparés avec les fractures déjà cartographiées à l’échelle nationale et localisées dans les deux bassins (Figure IV-3 a et b). Au regard de l’échelle adoptée pour l’extraction des fractures (1/1 000 000), celles-ci ne sont pas bien représentées dans les zones d’étude. Néanmoins, une analyse comparative a été faite. La différence majeure entre les fractures et les linéaments extraits est la longueur plus réduite et la densité plus élevée des linéaments. Selon Hashim et al., (2013), ceci est une conséquence de l’existence de bruits dans les images et du comportement de linéament lui-même. Selon cet auteur, les bruits créent une condition dans laquelle un linéament se brise en plusieurs segments éloignés les uns des autres et, si une caractéristique curviligne existe dans l'image, l'algorithme tente de la détecter en fonction du seuil angulaire (ATHR) et du seuil d'erreur d'ajustement (FTHR). Si l'angle est supérieur à celui défini, il ne rejoindra pas les lignes pour créer une ligne courbe. Quelques linéaments se situent autour des fractures existantes. Ceci est un indicateur prometteur que les linéaments extraits
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sont acceptables.
Au regard de nombre insuffisant des fractures cartographiées à l’échelle nationale, les coordonnées géolocalisées de forages hydrauliques positifs ont été également superposées aux linéaments pour leur validation (Figure IV-3 a et b). En effet, dans les zones de socle, les forages sont majoritaires implantés dans des fractures qui constituent des directions préférentielles des écoulements et des axes préférentiels d’alimentation des nappes d’eau souterraines. Ainsi près de 50% des forages hydrauliques positifs à Kierma et 70% à Mogtédo sont situés sur des linéaments. Ceci est un indicateur de plus de la validité de ces linéaments en tant que structures géologiques.
Par ailleurs les cartes d’ombrage (Figure IV-4 a et b) et des pentes (Figure IV-5 a et b) issues du MNT ont aussi été utilisées pour valider ces linéaments. Dans la carte d’ombrage, les limites entre les zones ombrées et non ombrées peuvent indiquer la présence de linéaments (Adiri et al., 2017; Abarca, 2006; Li, 2010; Masoud and Koike, 2006). Dans la carte des pentes, les changements brusques de valeurs sont souvent des indicateurs clés de la présence de structures linéaires (Adiri et al., 2017; Li, 2010). Dans la présente étude, certains linéaments, s’alignent dans la limite des zones ombrées et non ombrées et des pentes fortes et faibles confirmant la validité des linéaments comme structures géologiques (fractures/fissures).
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(a)
(b)
Figure IV-3. Superposition des linéaments extraits automatiquement aux structures et formations géologiques et aux forages positifs géolocalisées dans les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
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(a) (b)
Figure IV-4. Superposition des linéaments extraits automatiquement à la carte d’ombrage des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
(a) (b)
Figure IV-5. Superposition des linéaments extraits automatiquement à la carte des pentes des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
L’enchainement des opérations de traitement numérique appliquée aux scènes d’images Landsat8 et de validations diverses a permis de réaliser des cartes linéamentaires faisant office de carte de fracturation sous-jacente des bassins de Kierma et de Mogtédo. Toutefois, l’analyse de la densité des linéaments et de leur distribution directionnelle donne un aperçu de l’ampleur du drainage des eaux des nappes d’eau superficielles et des zones de grandes potentialités en eaux souterraines de fractures.
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IV.2.5. Distribution directionnelle et densité des linéaments
IV.2.5.1. Densité des linéaments
La carte de densité de linéaments calcule celle-ci en fonction du nombre de linéaments par unité de surface (nombre/km²), ou de la longueur totale des linéaments par unité de surface (km/km²) ou en combinant le tout (Alshayef et al., 2017; Hung et al., 2005). Les cartes de densité des linéaments des bassins de Kierma et de Mogtédo ont été créées avec l'outil d'analyse spatiale du logiciel ArcGIS.
Les cartes de densité des linéaments sont illustrées dans les Figure IV-6 a et b. Les valeurs de densité les plus élevées dans les cartes sont représentées par une couleur rouge, tandis que les valeurs les plus faibles sont en vert. Les cartes présentent une densité moyenne de linéament autour de la retenue d’eau de Kierma et une faible densité autour de celle de Mogtédo. La capacité de drainage des nappes d’eau superficielle par les aquifères du bedrock est donc plus élevée dans le bassin de Kierma que de Mogtédo. En général les zones à forte densité de linéaments sont situées au sud et à l’ouest du bassin de Kierma au niveau des granites à biotites et des granites porphyroïdes. Ces zones se localisent au centre du bassin de Mogtédo au sein des granites, des tonalites et des granites à biotite. Ces zones sont donc les zones potentielles pour l’implantation de forages hydrauliques.
(a) (b)
Figure IV-6. Densité des linéaments extraits automatiquement dans les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
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IV.2.5.2. Distribution directionnelle des linéaments
Les directions des linéaments reflètent le résultat des processus tectoniques qui les ont produits. Par conséquent, elles peuvent également être corrélées avec l'histoire géologique de la région pour vérifier la plausibilité des résultats obtenus (Javhar et al., 2019). À cette fin, les directions des linéaments en pourcentage du total ont été représentées sous forme de diagrammes en rosace (diagrammes circulaires) dans le logiciel Rockworks 16.
Les Figure IV-7a, b, c et d présentent la distribution des principales directions de linéaments, exprimées en pourcentage du nombre et longueurs cumulées dans les bassins de Kierma et de Mogtédo. Les rosaces directionnelles en pourcentage des longueurs cumulées de linéaments montrent une distribution relativement homogène des principales directions observées dans les deux bassins (Figure IV-7c et d) : N 70-80°. Par ailleurs, les rosaces portant sur le nombre de linéaments (Figure IV-7a et b) montrent que parmi les trois directions prédominantes par ordre de fréquence importante N90-100°, N40-50° et N120-150° à Kierma et N90-100°, N50-60° et N20-30° à Mogtédo. Ces résultats sont en concordance avec la direction des structures birimiennes (N20-N50-N60-N80) mise en évidence par l’AVV (1977).
Figure IV-7. Rosace directionnelle des linéaments en pourcentage du nombre à Kierma (a) et de Mogtédo (b). Rosace directionnelle des linéaments en pourcentage des longueurs à Kierma (c) et Mogtédo (d)
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L’analyse des linéaments donne un aperçu des directions préférentielles des écoulements dans les aquifères du bedrock mais aussi les zones de drainance des nappes d’eau superficielle. Une caractérisation physique des aquifères superficiels est également nécessaire pour une évaluation des potentialités en eau souterraine des bassins versants.
IV.3. Caractérisation des aquifères superficiels par la géophysique
L’altération et les dépôts d’alluvions ont une importance hydrogéologique dans les zones de socle (Gao et al., 2018). Le potentiel de production d'eau souterraine de ces formations géologiques dépend fortement de la géométrie du réservoir et des caractéristiques des sédiments (Sauret et al., 2015). Les méthodes géophysiques peuvent permettre de caractériser ces formations géologiques par des mesures indirectes. Plusieurs méthodes d’investigations géophysiques existent mais les plus utilisées en hydrogéologie sont les méthodes électriques (profils et sondages électriques, tomographie électrique …) et électromagnétiques (électromagnétisme, polarisation spontanée…) du fait de leur principal paramètre opérationnel (la résistivité ou son inverse la conductivité) qui est sensible à la nature des roches (McNeill, 1980). Plusieurs auteurs ont utilisées ces méthodes dans la zone de socle ouest africaine pour la caractérisation des aquifères (Dieng et al., 2004; Kouadio and Konan-Waidhet, 2015; Kouakou et al., 2012; Koussoube et al., 2000; Nakolendousse, 1991; Toé, 2004).
La présente étude vise à caractériser les caractéristiques physiques des aquifères superficiels au voisinage des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo par l’emploi de la méthode la Tomographie de Résistivités Électriques (TRE). Elle concerne une échelle plus locale couvrant les retenues d’eau de Kierma, de Mogtédo et l’environnement immédiat.
IV.3.1. Matériels et méthodes
La Tomographie de Résistivités Électriques (TRE) est une technique rapide et polyvalente pour cartographier l'état des eaux souterraines et évaluer les anomalies du sous-sol peu profond (Loke and Barker, 1995). La méthode est basée sur l’étude des propriétés électriques des formations géologiques qui sont essentiellement la résistivité électrique et son inverse (la conductivité électrique). La conductivité électrique d’une roche dépend de la géométrie des pores, la quantité de l’eau d’imbibition dans l’unité de volume de la roche et la qualité de l’eau
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(quantité de sels dissous, température) (Kabré, 2012).
La méthode consiste à faire circuler un courant électrique (I) dans le sol entre deux électrodes de courant A et B et de mesurer la différence de potentiel (∆V) induite entre deux électrodes de réception M et N (Everett, 2013). L’intensité du courant étant connue et la différence de potentiel étant mesurée, il est alors possible de déterminer la résistivité apparente (ρ) du sol étudié à partir de l’Équation (IV-1 : ∆푉 휌 = 퐾 (IV-1) 퐼 Avec K : constante de configuration, appelée coefficient géométrique, qui ne dépend que de la géométrie du dispositif utilisé.
2휋 퐾 = 1 1 1 1 − − + 퐴푀 퐵푀 퐴푁 퐵푁
ρ : résistivité du sol (Ω.m), ∆V : variation du potentiel (V), I : intensité du courant (A),
Il existe plusieurs dispositifs : Schlumberger, Wenner, dipôle - dipôle, gradient utilisés pour mesurer la résistivité électrique du sol (Bernard, 2003; Loke, 2016). Chaque dispositif de mesure a ses propres caractéristiques en termes de profondeur d'investigation, de résolution latérale et verticale, de couverture horizontale ou de longueur du signal (Dahlin & Loke, 1998). Le dispositif Alpha de Wenner a été utilisé dans la présente étude en raison de son rapport signal/bruit plus élevé et de sa sensibilité aux variations verticales (Sauret et al., 2015). Le dispositif Wenner Alpha permet également d’atteindre des profondeurs égales au tiers du plus grand écart entre les électrodes (AB/3), soit théoriquement 100 mètres dans la présente étude (Sprumont, 2016).
Une configuration multi-électrodes de 64 électrodes placées à intervalles réguliers (5m) a été utilisée avec le système d'imagerie ABEM LUND et un instrument de résistivité SAS 1000 (Figure IV-8). Ce dispositif permet de réaliser un profil TRE de 315 m. Le déplacement d’une
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tomographie à une autre a été faite suivant le mode Roll Allong ½ (Bernard, 2003) qui consiste à déplacer la moitié du dispositif (trente-deux électrodes) après la 64ème électrode. Ainsi, l’extrémité de la 1ère tomographie devient de centre de la seconde tomographie (Figure IV-9). Cette approche de mesure permet d’avoir un bon compromis entre la profondeur d’investigation au niveau du recouvrement et la mise en œuvre sur le terrain (Soro, 2017), permettant d’avoir des profils de longueur supérieure à 315 m.
Figure IV-8. ABEM Terrameter SAS 1000 (Sprumont, 2016)
Figure IV-9. Roll Allong ½ (Bernard, 2003)
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IV.3.2. Investigations de terrain et inversion des données
Des campagnes d’investigations géophysiques ont réalisées en saison sèche (mars - avril) dans les bassins de Kierma et de Mogtédo dans les cuvettes et près des retenues d’eau. Elles ont consistées en la réalisation de profils uniques (315 m) et Roll Allong ½ pouvant aller jusqu’à 1050 m. Cinq profils géophysiques ont été réalisés à Kierma, perpendiculaires à la digue du barrage et à l’amont de celle-ci (Figure IV-10a). À Mogtédo, cinq profils ont été réalisés à l’amont et cinq autres à l’aval du barrage, ils sont perpendiculaires à la digue du barrage. Trois autres profils parallèles à la digue y ont été également réalisés. (Figure IV-10b).
(a)
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(b)
Figure IV-10. Localisation des profils géophysiques dans le bassin de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
IV.3.3. Prétraitement et traitement des données
Les données acquises sur le terrain avec l’ABM sont d’abord converties avec le programme S4KConv de SAS4000 dans un format pour faciliter leur traitement postérieur. Les valeurs aberrantes ont été ensuite supprimées des données. Le mode Roll allong ½ ayant été utilisé pour l’acquisition des données, les bonnes coordonnées ont été attribuées aux électrodes tout en tenant compte de la première électrode de mesure.
Les données de résistivités apparentes ainsi traitées ont été ensuite utilisées comme entrées dans le logiciel RES2DINV (Geotomo, 2010) qui permet de les inverser. L'inversion des données vise à reconstituer la véritable distribution de la résistivité dans le sous-sol (Olayinka & Yaramanci, 2000). L’inversion de données a commencé avec la détermination d’un modèle initial qui est amélioré selon un processus itératif jusqu’à ce que les données mesurées et calculées atteignent une corrélation acceptable ou jusqu'à ce qu’aucune nouvelle amélioration ne soit possible ( Loke, 2016; Olayinka and Yaramanci, 2000, Oualid, n.d.). Pour cette étude, Page | 89
une inversion de type «robuste» a été choisie afin de mettre en évidence la profondeur du bedrock (Sprumont, 2016).
IV.3.4. Interprétation géophysique et géologique des résultats
Pour faciliter l’analyse et l’interprétation des pseudo-sections obtenues après inversion, les résistivités interprétées sont regroupées en classes de résistivité à partir des gammes de résistivité pour différentes couches géologiques (Tableau IV-2). Dans les schistes à Mogtédo, la forte minéralisation des altérites abaisse les résistivités apparentes jusqu’à 10 à 30 Ω.m. Les gammes de résistivités définies permettront de faire une interprétation géologique des sections 2D de résistivité dans la suite des travaux.
Tableau IV-2. Gammes de résistivité pour les différents types de roches (Yaméogo, 1988)
Type de roche Gamme de résistivité (Ω.m) Cuirasse latéritique 200 - 1000 Altérites argileuses < 50 Arènes 50 – 300 roches fissurées 300 – 1000 Roche saine et/ou peu fissurée >1000
Les résistivités basses (moins de 50 Ω.m) sont représentées dans les pseudo-sections en bleu et les plus fortes résistivités (selon le type de roche : granite ou schiste) en rouge (exemple en Figure IV-11). Sur le site de Mogtédo, les limites des classes peuvent varier.
IV.3.4.1. Site de Kierma
Sur le site de Kierma, situé dans un contexte géologique de type granitique, les pseudo-sections inversées montrent des compartiments très conducteurs qui se caractérisent par des résistivités basses (moins de 50 Ω.m) au centre des modèles (Figure IV-11) ou en début de profil (Annexe 1) pouvant correspondre à la zone d’influence de la retenue d’eau. À la surface des modèles, les résistivités sont, par endroit, importantes. Ceci met en exergue des sols très asséchés et/ou des cuirasses latéritiques qui existent sur le site. La séquence d’altération de la roche mère (bedrock) évoluant du bas vers le haut, il y a une décroissance de la résistivité vers le haut due à une augmentation de la porosité (Guihéneuf et al., 2014). Page | 90
Les résistivités interprétées peuvent être regroupées en quatre classes en fonction de leurs valeurs. L’analyse des pseudo-sections 2D des profils P1, P2 et P3 (rive gauche de la retenue d’eau) (Figure IV-11) et des profils P4 et P5 (rive droite de la retenue d’eau) (Annexe 1) montre que :
i. Les trois couches décrites par le modèle conceptuel classique en zone de socle (Dewandel et al., 2006; Lachassagne et al., 2011) sont présentes : la couche altérite (saprolite) scindée en deux sous-couches dont les altérites argileuses et les arènes granitiques ; la couche fissurée ; le socle sain.
Des recouvrements résistants (résistivité supérieure à 300 Ω.m) existent localement en surface et peuvent correspondent à des sols très secs au niveau de la rive gauche (les mesures ont été réalisées en saison sèche au mois d’avril) et des carapaces indurées de cuirasse latéritique au niveau de la rive droite.
ii. Les caractéristiques géométriques de l’aquifère sont différentes d’une rive à l’autre et aussi fonction de la position du profil par rapport à la retenue d’eau.
Au niveau de la rive gauche (Figure IV-11, Figure IV-10a), toutes les sections présentent des milieux continus épais. La couche d’altération (y compris de dépôts alluviaux) décroit de l’aval (P1) vers la retenue d’eau (P3). L’épaisseur de cette couche varie entre 15 et 40 m et caractérisée par une forte saturation des couches superficielles sous les sols plus secs de surface. La couche fissurée a également une épaisseur variable (15 à plus de 30m). Elle est plus importante en fin de profil (P1-P3) et début (P2). Quant à la roche saine (résistivité supérieure à 1000 Ω.m), elle apparait localement à partir 45 m de profondeur en milieu de profil. La roche saine est donc plus fissurée hors de la vallée de Kierma et par extension en dehors de la cuvette du barrage. Au niveau de la rive droite du barrage (Annexe 1, Figure IV-10a), Les sections présentent des couches discontinues. Ceci peut être expliqué par la qualité des données mesurées sur le terrain dont les résultats de simulation ont une erreur quadratique moyenne (RMS) supérieure (4%) à celle de la rive gauche (2%). Néanmoins, l’analyse
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des profils (P4 et P5) donne une épaisseur d’altération supérieure à 20 m. Le profil (P4), réalisé dans la cuvette de la retenue d’eau, montre une couche moins résistante (<30 Ω.m) d’une épaisseur très importante (>50 m) en début de profil, près de la digue du barrage. Elle correspond à la couche d’altérite argileuse et/ou des dépôts alluviaux saturés en profondeur. La couche fissurée apparait dans ces profils à partir 30 m de profondeur. L’épaisseur de cette couche est en moyenne de 15 m pour le profil P4 et supérieure à 30 m pour le profil P5.
La roche saine n’apparait que dans le profil P4, en fin de profil à une profondeur moyenne de 35m.
Figure IV-11. Classification des résistivités interprétées des sections P1 à P3 du site de Kierma
L’interprétation des modèles géophysiques permet de reconstituer les profils géologiques près de la retenue d’eau de Kierma en trois couches avec la couche d’altérite (cuirasse latéritique+altérites argileuses+arènes granitiques), la couche fissurée et le socle sain (Figure IV-12)
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(a)
(b)
Figure IV-12. Modèles géologiques synthétiques des sections P4 et P5 (a) et P1, P2 et P3 (b) du site de Kierma
IV.3.5. Site de Mogtédo
Le site de Mogtédo avait déjà fait l’objet d’une caractérisation géophysique réalisée par Sprumont (2016) dans le cadre de ses travaux de fin d’étude. Les résultats obtenus seront repris et complétés dans la présente étude. Les profils géophysiques sont localisés sur les schistes et les granitoïdes (Figure IV-10b).
Sur ce site, les pseudo-sections inversées montrent également des compartiments très conducteurs qui se caractérisent par des résistivités basses (moins de 50 Ω.m) dans la partie supérieure des modèles (Figure IV-13 et Annexe 4) pouvant corresponde à la zone occupée par la frange superficielle de nature argileuse.
Tout comme à Kierma, les résistivités interprétées ont été regroupées en quatre classes. L’analyse des pseudo-sections 2D des profils P7, P8 et P9 (rive droite), P6 (Rive gauche) P10, P11 et P12 (Cuvette du barrage et parallèle à la digue) et P1 à P5 (Aval) (Figure IV-13 et Annexe 4) montre également un profil géologique à trois couches (couche altérite, couche fissurée, socle sain). Les résistivités décroissent vers le haut (croissance de la porosité).
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Les caractéristiques géométriques des aquifères diffèrent en fonction de la position des profils (amont ou aval, sur schistes ou granites). L’analyse des profils perpendiculaires à la digue (P7, P8 et P9) (Annexe 4) et situés en amont, rive droite de la retenue d’eau met également en évidence la séquence d’altération de la roche mère avec des résistivités décroissantes vers le haut (croissance de la porosité). Les profils réalisés sur les schistes présentent une épaisseur d’altération plus importante (≈40 m) que ceux réalisés sur le granite (≈30 m). Les roches fissurées ont des épaisseurs variables (≥20 m). Elles peuvent couvrir toute la partie inférieure du pseudo modèle géophysique où la roche saine apparait localement à partir de 45 m pour le granite à 50 m pour les schistes.
L’analyse des profils perpendiculaires à la digue (P6) (Annexe 4) et situés en amont, rive gauche sur les schistes montre une épaisseur d’altération importante (≈40 m). La couche fissurée est moins importante en début de profil (≈8 m). Quant au schiste sain (résistivité supérieure à 800 Ω.m), il se trouve à une profondeur d’environ 40 m en début de profil. Cette épaisseur diminue vers la fin du profil marqué par un épaississement de la couche fissurée.
L’analyse des profils parallèles à la digue (P10, P11, P12) (Figure IV-13) permet d’identifier des altérites (argiles altérées) dans la partie supérieure avec des résistivités inférieures à 50 Ω.m (Sprumont, 2016). L’épaisseur de la couche altérite varie en moyenne entre 10 et 30 m, elle est plus importante pour les schistes. Dans la partie située sur le granite, la couche fissurée a une faible épaisseur. En général, le granite sain apparait à partir de 30 m de profondeur alors que le schiste sain n’apparait qu’à partir de 50 m.
L’analyse des profils perpendiculaires à la digue (P1- P5) (Annexe 4) et situés en aval sur les schistes et le granite montre également des résistivités croissantes avec la profondeur (décroissance de la porosité). Le profil réalisé sur le granite (P1) présente des couches continues. La couche altérée (résistivités inférieures à 50 Ω.m) a une épaisseur moyenne de 30 m et présente une couche moins résistive vers la surface (résistivités inférieures à 30 Ω.m) représentant les altérites argileuses. Le granite fissuré est moins épais (≈15 m) couvrant une roche saine qui n’apparait qu’à partir de 40 m de profondeur). Par ailleurs, les profils réalisés sur les schistes (P2 - P5) ont des épaisseurs d’altération plus importante (≈30 m). Les schistes fissurés (50 - 1000 Ω.m) ont des épaisseurs variables et plus
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importantes (de 10 m à plus de 25 m). Le schiste sain apparait localement à partir de 20 m.
Figure IV-13. Classification des résistivités interprétées des sections P10 à P12 du site de Mogtédo
L’interprétation des modèles géophysiques a également permis de reconstitué les profils géologiques près la retenue d’eau de Mogtédo en trois couches avec la couche altérite (altérites argileuses+arènes granitiques/schistes altérés), la couche fissurée et le socle sain (Figure IV-14). Les altérites (y compris les dépôts alluviaux) ont une épaisseur moyenne de 35 m et renferment la nappe d’eau souterraine superficielle.
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(a)
(b)
(c)
(d)
Figure IV-14. Modèles géologiques synthétiques des sections P7, P8 et P9 (a), P6 (b), P10, Page | 96
P11 et P12 (c), P1 à P5 (d).
IV.3.6. Synthèse des résultats des investigations géophysiques et discussions
Les investigations géophysiques par tomographie de résistivité électrique (TRE) ont mis en évidence les structures géologiques du sous-sol suivant un profil d’altération typique de la zone de socle. Ce profil d’altération présente du sommet à la base une structuration verticale avec trois couches distinctes : les altérites qui comportent les cuirasses latéritiques et souvent des alluvions, les altérites argileuses et les arènes granitiques ou des schistes altérés, la couche fissurée et la roche saine. Ce profil est conforme avec ceux proposés par Dewandel et al., (2006), Courtois et al., (2009), Lachassagne et al., (2011) et Soro, (2017). Ces structures géologiques constituent un aquifère bicouche avec une couche essentiellement capacitive juste sous la surface, la couche altérée, et une couche essentiellement transmissive, la couche fissurée (Durand et al., 2015).
L’aquifère des altérites et alluvions a une épaisseur plus importante au niveau de la rive droite par rapport à la rive gauche de la retenue d’eau de Kierma. L’épaisseur est également plus importante dans le contexte schisteux que granitique à Mogtédo. Il est estimé en moyenne à environ 25 m à Kierma et 30 m à Mogtédo. Ces valeurs corroborent avec celles estimées par Courtois et al., (2009) sur les mêmes formations géologiques au Burkina Faso (21 - 31 m).
L’aquifère des fissures sous-jacent est d’une extension variable qui ne peut être définie avec précision. Il existe en effet une incertitude quant à la profondeur réelle de la base de la roche fissurée car n’apparaissant pas sur tous les profils TRE réalisés.
IV.4. Analyse des logs de forages
L’analyse des logs de forages permettra de valider les caractéristiques des aquifères au voisinage des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo déduites des pseudo-sections de résistivités électriques. Il s’agira donc de l’analyse du type et l’épaisseur des différentes couches du profil d’altération à partir des lithologs.
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IV.4.1. Acquisition des données
Les bassins de Mogtédo et de Kierma sont dotés de plusieurs forages équipés de pompes à motricité humaine et de puits modernes à grand diamètres pour l’approvisionnement en eau potable des populations. Ces forages « destructifs » ont été majoritairement réalisés dans le cadre des programmes d’hydraulique villageoise et pastorale entre 1968 et 1992 (Emsellem et al., 2015).
À Kierma, le recensement réalisé par Grommet (2018) dans le cadre de ses travaux de fin d’étude donne un total de 86 forages. La liste des forages a été extraite de la base de données du BUMIGEB en complément de ceux recensés sur le terrain avec un total de 105 forages. Cependant, seuls 11 logs de forages ont pu être récupérés pour le bassin de Kierma et 22 logs pour Mogtédo auprès de la Direction Générale des Ressources en Eau (DGRE). Bien que peu représentatifs à l’échelle de ces bassins, l’analyse de la lithologie se basera sur ces logs.
IV.4.2. Analyse et interprétation des lithologs
L’analyse des logs des forages montre qu’ils atteignent les granites sains fissurés à des profondeurs de 40 – 80 m. Trois horizons hydrogéologiques se dégagent de ces logs similairement aux pseudo-sections géo-électriques :
un horizon supérieur composé de cuirasse latéritique, d’altérites argilo-sableuses et d’arènes granitiques ou de schistes altérés. Il contient la nappe libre d'interstices temporaire ou la nappe des altérites, atteinte par les puits modernes à grand diamètre. Son épaisseur varie entre 4 et 44 m ;
un horizon médian, composé de granites et de schistes sains parcourus par des fissures hydrauliquement actives et interconnectées. Il contient la nappe de fissures captée par les forages équipés de pompe à motricité humaine.
un horizon inférieur, composé de granite ou de schiste sain.
Les résultats des coupes de forages rendent compte de la variabilité des caractéristiques géométriques et des faciès lithologiques dans les bassins. Les transects sont positionnés pour rendre compte de la géologie près des retenues d’eau. Page | 98
IV.4.2.1. Coupes de forages de bassin de Kierma
Deux coupes forages ont été réalisées dans le bassin de Kierma (Figure IV-15) :
Un transect longitudinal SW – NE passant près des forages de Toanga, Sabraogo- Sabtenga, Sabraogo et Fourgo (Figure IV-16) permet d’identifier le profil d’altération au niveau de ces forages. Il commence au niveau de la retenue d’eau de Kierma, mais les logs des forages localisés dans la zone n’ont pas été obtenus.
Dans ce profil, des cuirasses latéritiques d’une épaisseur de moyenne de 3 m sont rencontrés à partir de la surface. Ce constat a été également fait à travers les profils géophysiques passant par la rive droite de la retenue d’eau. Une couche d’altérites (argiles et arènes granitiques) d’une épaisseur moyenne de 23 m surmonte une couche de granite fissuré/fracturé en dessous de laquelle la roche saine qui apparait à 30 m de profondeur au niveau du forage de Toanga.
Un deuxième transect transversal NW – SE passant près des forages de Kamsando Bilbalogo, Kamsando, Téomiga, Soula et Fourgo (Figure IV-17), fait ressortir le profil d’altération au droit de ces forages. Ce profil est localisé sur le versant en amont de la retenue d’eau. Il est similaire au précédent et montre une couche d’altérites (cuirasse, argile et arènes granitiques) plus importante pouvant atteindre 28 m au niveau de la vallée (forage de Toémiga), avec une moyenne de 21 m. La roche saine n’apparait pas dans ce profil.
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Figure IV-15. Localisation des coupes de forages dans le bassin de Kierma
Figure IV-16.Transect longitudinal NE – SW du bassin de Kierma suivant le profil Toanga - Fourgo
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Figure IV-17. Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando Bilbalogo - Fourgo
IV.4.2.2. Coupes de forages du bassin de Mogtédo
Le bassin de Mogtédo étant plus vaste que celui de Kierma, trois coupes de forages y ont été réalisées (Figure IV-18) :
deux transects transversaux E – W dont l’un passe par la retenue d’eau et l’autre plus en amont. Le premier transect passe près des forages Damigoghin, Talembika, SongNaaba, Kiéglessé, Kognéssé et Yougoulmandé (Figure IV-19). Ce profil montre deux contextes géologiques différents représentés par les roches vertes (schistes) de part et d’autre de la retenue d’eau et les granites. L’épaisseur des altérites est plus importante au niveau des schistes (forage de Damigoghin) jusqu’à 49 m. La cuirasse latéritique apparait localement à la surface avec une épaisseur plus importante au niveau du versant amont (Yougoulmandé). L’épaisseur de la couche fissurée est en moyenne de 28 m. La roche fissurée apparait plus importante dans le contexte granitique et surmonte le granite sain à 30 m de profondeur au niveau du forage de Yougoulmandé.
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Le deuxième transect transversal passe près des forages de Zam, Zam-Wayen, Talembika, Sambtenga, et Tibin (Figure IV-20). Il recoupe également deux contextes géologiques (schiste et granite). La latérite apparait en épaisseur croissante au niveau des crêtes. L’épaisseur d’altération reste plus importante pour les forages situés près de la retenue d’eau comme précédemment montré. Ceci s’explique par le dépôt supplémentaire d’alluvions et sédiments dans la vallée du barrage. En moyenne l’épaisseur des altérites (≈18 m) est inférieure à celle du profil précédent (≈ 28 m). La couche fissurée est plus importante mais la roche saine n’apparaissant pas dans le transect, il est difficile de donner l’épaisseur de cette couche.
un troisième transect longitudinal S – N permet d’identifier le profil d’altération au droit des forages de Talembika, Sambtenga, Bollé, Gandiongo, Boulwandé 1 et Boulwandé (Figure IV-21). Ce profil, presque similaire aux deux précédents, donne une épaisseur altérée moyenne plus faible (17 m) surmontant les granites et les schistes fissurés dont l’épaisseur est plus faible au niveau des hautes altitudes. Le granite sain apparait dans la partie Nord du transect à une profondeur de 26 m du sol.
Figure IV-18. Localisation des coupes de forages dans le bassin de Mogtédo Page | 102
Figure IV-19.Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando Bilbalogo - Fourgo
Figure IV-20. Transect transversal NW - SE du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando Bilbalogo - Fourgo
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Figure IV-21. Transect longitudinal S - N du bassin de Mogtédo suivant le profil Kamsando
L’épaisseur d’altération issue des logs des forages est inférieure à celle estimée par les investigations géophysiques. Deux raisons peuvent expliquer ces différences : (i) la localisations des profils géophysiques à l’exutoire des bassins versants où les eaux de ruissellement occasionnent des dépôts d’alluvions augmentant l’épaisseur l’altération ; (ii) la difficulté de choisir des seuils de résistivité électrique pour délimiter la base de la couche altérée (Soro, 2017).
IV.5. Conclusion partielle au Chapitre III.
La cartographie des linéaments a mis en évidence des structures linéaires de directions majeures N90-100°, N40-50° et N120-150°pour le bassin de Kierma et N90-100°, N50-60° et N20-30° pour celui de Mogtédo. Ces linéaments ne sont pas très denses au voisinage des retenues montrant un faible drainage des eaux par ces fractures hydrauliques.
La caractérisation des structures et de la géométrie des aquifères a été déterminée par des investigations géophysiques à travers la tomographie de résistivité électrique (TRE) et l’analyse des logs de forages. Elle révèle un aquifère de type bicouche dans les deux bassins : l’aquifère de la couche altérites et de la couche fissurée qui concorde bien avec le modèle conceptuel adopté dans les zones de socle. L’analyse de l’épaisseur de la couche altérites montre que celle-
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ci est plus importante dans la zone des retenues d’eau (moyenne 25 pour Kierma et 35 m pour Mogtédo) qu’en amont sur les versants (moyenne 22 m). Aussi, l’épaisseur d’altération est plus importante pour les schistes que pour les granites. Il est donc nécessaire de comprendre l’incidence d’une telle géométrie et structure sur les propriétés hydrodynamiques de l’aquifère.
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Caractérisation hydrodynamique des aquifères
V.1. Introduction
La détermination des paramètres hydrodynamiques d’un aquifère est indispensable pour l’étude de la dynamique, l’évolution, la quantification et l’exploitation des nappes d’eau souterraine qu’il renferme. De même, la détermination du sens de l’écoulement des eaux souterraines et l’analyse temporelle des chroniques piézométriques peuvent donner des indications sur les périodes et les zones de leur recharge et de leur décharge. Elles permettent ainsi de comprendre le fonctionnement de l’aquifère et d’établir des plans de gestion et de protection de nappes d’eau souterraine.
À cet effet, le suivi des nappes d’eau souterraine est indispensable. Il est généralement réalisé à travers des ouvrages de captage des nappes d’eau tels que les piézomètres, les forages, les puits, les micropiézomètres, etc. Les essais de pompages sont couramment utilisés pour la détermination des principaux paramètres hydrodynamiques des aquifères (Guihéneuf et al., 2014; Ouedraogo, 2016; Sauret, 2013) mais leur mise en œuvre se heurte souvent à des problèmes de coûts, de temps et d’accessibilité (Hoareau, 2009). Les Slug tests (Bouwer, 1989) peuvent aussi être utilisées pour définir la conductivité hydraulique de l’aquifère de manière locale (Pinder and Celia, 2006).
Ce chapitre vise à caractériser les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine à l’échelle locale (autour des retenues d’eau) et, à déterminer le comportement hydrodynamique global des aquifères à l’échelle régionale des bassins de Kierma et de Mogtédo à travers une étude de la piézométrie et la détermination des paramètres hydrodynamiques qui les caractérisent. Les résultats de cette étude sont utiles pour l’étude de l’exploitabilité des nappes d’eau et la modélisation des échanges de flux d’eau dans ces bassins.
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V.2. Caractérisation des échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine
V.2.1. Réseau de suivi de la nappe d’eau superficielle et des retenues d’eau
Le suivi hydrodynamique des eaux de Kierma et de Mogtédo est d’une importance fondamentale pour la caractérisation des conditions hydrogéologiques des nappes d’eau souterraine au voisinage des retenues d’eau de Kierma et Mogtédo. À cet effet, un réseau de suivi des nappes d’eau souterraine superficielles et de retenues d’eau a été mis en place sur ces deux sites (Figure V-1). L’ensemble des micropiezomètres ont été ensuite nivelés. Les caractéristiques des ouvrages sont consignées en Annexe 7.
Figure V-1. Localisation des ouvrages de suivi des eaux et des stations pluviométriques dans Page | 107
les bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b). Les points rouges représentent les micropiézomètres dans lesquels les sondes ont été installées pour le suivi en continu des niveaux d’eau.
À Mogtédo, le réseau de suivi des eaux a été installé en mars 2016 et comporte 29 micropiézomètres et une échelle limnimétrique placé au niveau de la retenue d’eau. À Kierma, le réseau a été installé en mars 2017 et comporte 20 micropiézomètres et une échelle limnimétrique. Les micropiézomètres ont été réalisés à la tarière manuelle avec un diamètre de 100 mm et une profondeur comprise entre 2 m et 10 m. Ils sont localisés le long des rives et à l’aval des barrages (Figure V-2). Les niveaux d’eau des retenues et la piézométrie ont été mesurés mensuellement de mars 2016 à septembre 2018 à Mogtédo et, de mars 2017 à septembre 2019 à Kierma. Ces mesures ont été faites l’aide de sondes piézométriques manuelles et de sondes « divers » avec enregistrement automatique installées dans quelques ouvrages pour le suivi des variations des niveaux d’eau à un pas de temps de mesure de 30 minutes.
L’ensemble des micropiezomètres ont été ensuite nivelés. Les caractéristiques des ouvrages sont consignées en Annexe 6 et Annexe 7.
Figure V-2. Coupe schématique et photo illustrative d’un micropiézomètre
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V.2.2. Hydrodynamisme des nappes d’eau et évidence des interactions avec les retenues d’eau
V.2.2.1. Variations temporelles de la piézométrie
Les mesures des niveaux piézométriques réalisées à partir des micropiézomètres ont été utilisées pour l’analyse temporelle de la piézométrie des nappes d’eau au voisinage des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo. Les chroniques piézométriques se réfèrent aux micropiézomètres proches des retenues d’eau, pour lesquels des séries continues de données sont disponibles sur une période d’au moins un an. L’allure générale des cotes piézométriques, du niveau d’eau des retenues ainsi que la pluie efficace (pluie déduite de l’évapotranspiration réelle) est présentée (Figure V-3) pour les périodes de recharge et de décharge.
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Figure V-3. Données chronologiques des pluies efficaces, des niveaux piézométriques et des niveaux d'eau des retenues de Kierma (a) et de Mogtédo (b). Les deux lignes horizontales des graphiques correspondent respectivement au niveau d'eau maximum et à l'altitude du fond de la retenue d’eau.
Les fluctuations piézométriques sur les périodes d'observation décrivent deux grandes phases : une ascendante et une descendante correspondant respectivement à la recharge et au tarissement (décharge) des nappes d’eau souterraine.
L’analyse conjointe des chroniques piézométriques et des niveaux d’eau des retenues indique qu’à Kierma, les niveaux piézométriques remontent dès le début de la saison des pluies. Ceci indique le fait que la nappe superficielle répond rapidement à la recharge pluviométrique. Durant la même période, la retenue tarde à se remplir et elle n’atteint son niveau maximum qu’à partir du mois d’août (mois le plus pluvieux de l’année). Ceci indique que le ruissellement qui contribue au remplissage de la retenue d’eau s’amorce tardivement après une saturation complète du sol coïncidant à la période où la nappe d’eau superficielle atteint également son niveau maximum. En saison sèche comme en saison pluvieuse, le niveau d’eau de la retenue est supérieur à celui de la nappe à l’aval du barrage (PzA1). Ceci indique un potentiel de transfert d'eau (recharge locale) de la retenue vers la nappe. Par contre, à l’amont du barrage, le
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niveau d’eau de la retenue est supérieur à celui de nappe (PzRG6 et PzRD4) pendant la saison de pluie et inversement pendant la saison sèche. Ces évolutions indiquent que la retenue d’eau contribue à recharger la nappe superficielle durant une bonne partie de la saison sèche, quand elle est suffisamment remplie. Pendant la saison des pluies, le gradient est orienté de la nappe vers la retenue et celle-ci est potentiellement alimentée par les eaux souterraines.
À Mogtédo, la dynamique des niveaux d’eau est un peu différente. Dès le début de la saison des pluies, les niveaux piézométriques (Pz5, Pz15 et Pz17) et la retenue remontent de manière assez synchrone avec la pluie efficace. Ceci reflète le fait que les sols de Mogtédo étant plus argileux, ils se gorgent plus rapidement d’eau favorisant un ruissellement plus rapide vers la retenue. Pendant la saison sèche, le niveau d’eau de la retenue reste supérieur à celui de la nappe d’eau superficielle. Ceci peut indiquer une recharge locale de la nappe par la retenue d’eau. Pendant la saison des pluies, la situation s’inverse temporairement, le niveau de la nappe pouvant être légèrement supérieur à celui de la retenue.
D’une manière générale sur les sites de Kierma et de Mogtédo, les variations du niveau piézométrique de la nappe dépendent pour l’essentiel de l’effet combiné des précipitations et des retenues d’eau. Des résultats similaires ont été obtenus par Favreau (2000) pour l’étude de la recharge des nappes superficielles au voisinage des mares d’eau de Dantiandou au sud-ouest du Niger, à travers l’analyse des fluctuations piézométriques. De même, Bidjocka (1990) et Haas (2010) ont également utilisé cette méthode respectivement dans le bassin de Bidi et de Sanga au Burkina Faso pour mettre en évidence le rôle des retenues d’eau dans la recharge des nappes d’eau superficielles.
V.2.2.2. Variation spatiale de la piézométrie
Les cartes piézométriques réalisées permettent d’examiner et d’analyser l’état de la nappe durant les périodes extrêmes des hautes et basses eaux du cycle hydrologique, de relever l’évolution de la nappe en fonction des saisons, d’observer la direction des écoulements, ainsi que les facteurs à l’origine des variations des niveaux d’eau (Ouedraogo, 2016). Les cartes ont été tracées avec l’ensemble des données piézométriques, d’une part en saison sèche et d’autre part en saison des pluies à l’échelle à l’échelle locale (au voisinage des retenues d’eau).
La méthode d'interpolation par triangulation a été utilisée pour la réalisation des isopièzes. Page | 111
L'espacement entre les isopièzes a été fixé à 1,00 m compte tenu de la faible densité des points de mesure.
À Kierma, la carte piézométrie (Figure V-4) confirme que pendant la saison sèche, la retenue d’eau est drainée vers la partie aval de la nappe superficielle. À l’amont du barrage, près de la retenue d’eau, il s’établit un certain équilibre entre la nappe et la retenue d’eau. Peu importe la saison, les lignes de courants montrent un écoulement divergeant de la retenue vers la nappe (Figure V-4). La retenue d’eau déforme la surface piézométrique à la hausse puis à la baisse. Ceci implique que la retenue d’eau a une influence dans le comportement hydrodynamique de la nappe. La cote du niveau d’eau dans la retenue étant supérieure à celle de nappe, ceci indique une recharge locale de la nappe d’eau souterraine.
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Figure V-4. Carte piézométrique de la saison sèche (a) et de la saison de pluies (b) du site de Kierma, basée sur les mesures de 20 micropiézomètres et du niveau d’eau de la retenue
À Mogtédo, la carte piézométrique (Figure V-5) présente pendant la saison sèche une concavité tournée vers l’extérieur de la retenue d’eau avec des lignes de courants divergentes. Le niveau d’eau de la retenue étant supérieur à celui de la nappe superficielle, elle recharge donc vraisemblablement la nappe. Pendant la saison de pluies (Figure V-5b), la partie amont de la nappe est en quasi équilibre avec la retenue d’eau. Le drainage des eaux de la retenue se fait principalement vers la partie aval de la nappe.
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Figure V-5. Carte piézométrique de la saison sèche (a) et pluvieuse (b) du bassin versant de Mogtédo, basée sur les mesures de 29 micropiézomètres et du niveau d’eau de la retenue
Les résultats des cartes piézométriques sont en accord avec ceux des fluctuations des niveaux piézométriques Ils montrent que les retenues d’eau contribuent clairement à la recharge des nappes d’eau peu profondes, la portion de la nappe située en aval de la digue du barrage est la plus alimentée.
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V.2.3. Paramètres hydrodynamiques des aquifères superficiels
Les paramètres hydrodynamiques de l’aquifère des altérites et alluvions ont été déterminés par des slug tests, réalisés dans les micropiézomètres des deux sites étudiés. Les méthodes de réalisation et d’interprétation des slug tests dans le bassin de Mogtédo ont été bien décrites par Sprumont (2016) et ne sont pas détaillées dans ce document. Les mêmes techniques ont été utilisées dans le bassin de Kierma.
Les micropiézomètres étant de petit diamètre, des slug tests ont été réalisés afin de déterminer des gammes de conductivités hydrauliques de l’aquifère superficiel de manière locale dans les bassins de Kierma et de Mogtédo. Ainsi, 17 slug tests ont été réalisés sur les micropiézomètres tant à Mogtédo qu’à Kierma. Les Figure V-6 a et b présentent la localisation des ouvrages testés. Les résultats ont été interprétés sur base de la théorie de Bouwer et Rice, (1976) grâce au logiciel AQTESOLV (Duffield, 2007; Duffield and Rumbaugh, 2019).
À Kierma, les valeurs de la conductivité hydraulique se situent entre 1 × 10-2 m/jour et 2 m/jour. À Mogtédo, les valeurs sont plus faibles et se situent entre 1 × 10-4 m/jour et 2 × 10-1 m/jour. Les statistiques des valeurs de conductivités hydrauliques sont fournies dans le Tableau V-1.
Tableau V-1. Statistiques descriptives des conductivités hydrauliques en m/jour
Site Minimum Quartile1 Médiane Quartile3 Moyenne Écart type Maximum Kierma 1 × 10-2 2 × 10-2 1 × 10-1 2 × 10-1 2 × 10-1 5 × 10-1 2 Mogtédo 1 × 10−4 9 × 10−4 1 × 10−3 3 × 10−3 1 × 10-2 4 × 10-2 2 × 10-1
La distribution spatiale des valeurs de conductivités hydrauliques de l’aquifère superficiel de Kierma (Figure V-6 a) montre que les conductivités les plus importantes (>1 × 10-1 m/jour) se localisent au niveau de la rive gauche en amont et aval de la digue du barrage. À Mogtédo, les conductivités les plus importantes (1 × 10−3m/jour) sont localisées au niveau de la rive droite.
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Figure V-6. Localisation des Slug tests réalisés à Kierma (a) et à Mogtédo (b)
La représentation graphique des différentes valeurs de conductivité hydraulique (Figure V-7) montre que 82 % des valeurs de conductivité hydraulique varient entre 1 × 10-3 m/jour et 3 × 10-2 m/jour à Kierma et, 70 % des valeurs de conductivité hydraulique varient entre 9 × 10-4 m/jour et 9 × 10-3 m/jour à Mogtédo. Ils indiquent également que la plage des valeurs de conductivités hydrauliques est supérieure d'un à deux ordres de grandeur à Kierma par rapport
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à Mogtédo.
Figure V-7. Fréquence cumulée de la conductivité hydraulique de l'aquifère peu profond du bassin versant de Mogtédo et Kierma.
Ces résultats témoignent de la forte dispersion des conductivités hydrauliques. Cette dispersion reflète la complexité et l’hétérogénéité structurale du milieu géologique (Ouedraogo, 2016). Ces valeurs de conductivités hydrauliques sont très probablement le reflet de différences dans les matériaux sablo-argileux de Kierma et des matériaux argilo-sableux de Mogtédo, eux- mêmes le reflet de différences dans l’altération du substrat rocheux caractéristique des deux retenues (plutôt granitique à Kierma et plutôt gneissique à Mogtédo). Ces valeurs sont en bon accord avec des valeurs de conductivités hydrauliques estimées par Compaoré et al. (1997) pour des couches d’altérites du bassin de Sanon au Burkina Faso (6×10−3 - 8×10−1 m/jour). Elles concordent également avec les conductivités hydrauliques estimées par Dewandel et al. (2006) pour le même type d’aquifère en Inde (6×10−2 – 2.6 m/jour) et par Chilton and Foster (1995), Wright (1992) et Taylor and Howard, (2000) pour les altérites de socle cristallin en Afrique
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(1.7×10−2 – 3.5 m/jour).
Au regard des valeurs de conductivités hydrauliques, ces aquifères sont classifiées comme plutôt pauvres et semi-perméables selon Bear (1972). Cependant, même si ces aquifères peuvent être considérés comme des aquitards, dans les zones de sous-sol où les ressources en eau sont rares, les nappes d’eau qu’ils contiennent peuvent être exploitées grâce à des puits de grand diamètre (Fussi et al., 2017). L’exploitabilité de ces nappes est étudiée dans le Chapitre VII.
V.3. Caractérisation hydrodynamique des nappes d’eau souterraine à l’échelle régionale des bassins versants
V.3.1. Campagnes piézométriques
Pour l’étude du comportement hydrodynamique des nappes à l’échelle du bassin versant de Kierma, deux campagnes (saison sèche et de pluies) de mesures piézométriques dans les puits ont été réalisées dans le bassin de Kierma (Grommet, 2018; Orban et al., 2018). Elles ont concerné 71 puits dont 41 localisés dans le bassin (Figure V-8). Ces puits captent la nappe des altérites. Leurs caractéristiques sont listées en Annexe 8.
Faute de possibilité de nivellement plus précis, un modèle numérique de terrain (MNT), d’une résolution de 30m, a été utilisé afin d’estimer au mieux la cote des puits.
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Figure V-8. Localisation des puits et forages des bassins de Kierma (a) et de Mogtédo (b)
V.3.2. Variations spatio-saisonnières de la piézométrie à Kierma
L’étude du comportement hydrodynamique des systèmes d’aquifère à l’échelle régionale porte sur le bassin de Kierma. En effet, des données sont disponibles sur les mesures de niveaux piézométriques à l’échelle du bassin. Ces mesures ont été réalisées dans le cadre des travaux de fin d’étude de Grommet (2018) et complétées par une deuxième campagne de mesures en saison de pluies. Une carte piézométrique a été réalisée à partir des niveaux d’eau mesurés en saison sèche (mars 2018) dans les puits (Grommet, 2018) (Figure V-9a). Une deuxième carte a été réalisée avec les mesures piézométriques de saison de pluies (Figure V-9b). Il est à noter que
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les altitudes des ouvrages sont obtenues à partir du MNT et diffèrent de celles obtenues par nivellement.
Figure V-9. Carte piézométrique en saison sèche (a) et pluvieuse (b) à l’échelle du bassin versant de Kierma
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Les cartes piézométriques des basses eaux et celles des hautes eaux présentent des tendances similaires quant aux directions d’écoulement des eaux souterraines (Figure V-9 a et b). L’écoulement s’effectue vers la retenue d’eau de Kierma qui est l’exutoire de bassin hydrologique du bassin et vers les axes de la rivière sur l’essentiel de l’étendue du bassin. Cependant les cotes du niveau d’eau de la rivière n’étant pas connues, il est difficile de conclure à un drainage de la nappe par les rivières surtout en période de hautes eaux. Toutefois, les observations et la cote du niveau d’eau de la retenue (≈ 286 - 287.6) montrent que celle-ci est drainée par la nappe en toute saison. En saison de pluie, les isopièzes de la partie sud du bassin sont montantes. Ceci signifie tout simplement que les limites du bassin hydrogéologique peuvent varier en fonction des saisons ou peut aussi traduire un apport d’eau du bassin hydrogéologique voisin.
En général, une remontée de la nappe est observée en saison de hautes eaux (Figure V-9 b). Ceci traduit l’effet de la recharge naturelle (recharge induite par les précipitations).
Un ligne de partage des eaux souterraines est observée au sud du bassin en toute saison et semble se superposer à la ligne de partage des eaux superficielles. Elle permet ainsi de définir la limite sud du bassin hydrogéologique. Les autres limites restent difficiles à définir indiquant que le bassin hydrogéologique est sans doute plus vaste que le bassin hydrologique.
Le comportement hydrodynamique du bassin de Kierma est typique de zone de socle avec une continuité entre les différents aquifères (altérites et roches fissurées/fracturées) comme l’a démontré van der Sommen and Geirnaert (1988) pour l’ensemble des aquifères du Burkina Faso à travers des données piézométriques. L’absence de suivi du niveau d’eau des rivières a limité l’interprétation exhaustive des cartes piézométriques. Il est néanmoins possible d’examiner le comportement hydrodynamique des nappes d’eau superficielles localisées près des retenues d’eau et les relations entre ces réservoirs.
V.3.3. Synthèse des paramètres hydrodynamiques des aquifères à l’échelle régionale des bassins de Kierma et de Mogtédo
Des essais de pompage n’ayant pas pu être réalisés à l’échelle des bassins versants, les paramètres hydrodynamiques des aquifères des formations fissurées/fracturées ont été fournies
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par les résultats des campagnes d’hydraulique villageoise qui y ont été menées. Sur les 191 forages localisés dans les deux bassins (Figure V-8 a et b), seuls 74 fiches techniques de forages ont été obtenus auprès de la DGRE. Ces fiches ont été dépouillées et les propriétés hydrodynamiques des forages telles que le débit (Q) la conductivité (K) et la transmissivité (T) ont été analysées et synthétisées. Ces paramètres ont été obtenus par interprétation des essais de pompage de courte et/ou de longue durée, par la méthode semi-logarithmique de Cooper and Jacob (1946) et/ou de Theis (1935) qui assimile l’aquifère à un milieu poreux et homogène.
Le Tableau V-2 présente la synthèse statistique des paramètres hydrodynamiques de l’aquifère des fissures à partir de 54 forages dans le bassin de Kierma et environnant et 20 forages dans le bassin de Mogtédo. La valeur moyenne de la conductivité hydraulique est estimée à 3.5 m/jour pour Kierma et 1 m/jour pour Mogtédo. Toutes ces valeurs restent des valeurs indicatives à l’échelle de ces bassins mais elles concordent avec les estimations faites pour les aquifères de fissures de la zone de Kombissiri par (Yaméogo, 1988) (K ≈ 0.04 – 13.8 m/jour). Les conductivités hydrauliques cadrent également avec celles estimées par Lachassagne et al., (2011) dans la synthèse bibliographique sur les aquifères de fissures en Afrique soit 0.9 m/jour.
Tableau V-2. Paramètres hydrodynamiques des forages (aquifère des roches fissurées/fracturées)
Nombre Quartile Quartile Écart Bassin de Paramètre Minimum Médiane Moyenne Maximum 1 3 Type forages Q (m3/jour) 16.8 26.4 69.6 98.4 129.6 69.6 374.4 Kierma 54 K (m/jour) 0.04 0.6 1.2 3.5 4.9 3.8 17.3 T (m2/jour) 0.2 4.3 10.4 28.5 25.9 29.4 21.6 Q (m3/jour) 7.2 28.8 45.6 50.4 60.0 21.6 172.8 Mogtédo 20 K (m/jour) 0.1 0.4 0.1 1.0 0.8 0.7 3.5 T (m2/jour) 3.0 8.1 11.2 13.8 13.8 7.7 46.7 V.4. Conclusion partielle du chapitre V.
L’analyse des données hydrodynamiques collectées dans les bassins de Kierma et de Mogtédo montrent que les écoulements souterrains régionaux se font des versants vers les retenues d’eau. Plus localement, l’analyse des chroniques et cartes piézométriques ont mis en évidence les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine. Le phénomène dominant de ces échanges est l’infiltration des eaux des retenues vers les nappes. Tous ces résultats montrent également que les nappes d’eau souterraines des altérites et des fissures sont bien
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connectées.
Les résultats montrent également que les valeurs de la conductivité hydraulique de la nappe superficielle à proximité des cuvettes varient entre 0.01 et 2 m/jour et à Kierma et entre 1×10-4 et 0.2 m/jour à Mogtédo.
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Caractérisation hydrogéochimique des eaux des bassins de Kierma et de Mogtédo
VI.1. Introduction
La caractérisation physique des aquifères présents dans les bassins de Kierma et de Mogtédo (chapitre IV) a confirmé l’existence d’un système aquifère de type bicouche : altérites- alluvions et roches saines fissurées. L’étude du fonctionnement hydrodynamique a par ailleurs a mis en évidence des échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine superficielles et entre les nappes d’altérites et de fissures.
Les investigations hydrochimiques peuvent aussi contribuer à une meilleure connaissance du fonctionnement hydrodynamique des nappes d’eau souterraine (Dunstan et al., 1994; Grimaldi, 2004; Azaza et al., 2012; Hassen et al., 2016; Nguyen et al., 2014, 2015). À cet effet, les paramètres physiques et les éléments dissous des eaux sont utilisés comme des traceurs environnementaux pour déterminer les interactions entre les différents réservoirs d’eau (Babaye et al., 2019; Bambara et al., 2020; Brodie et al., 2007; Brouyère et al., 2017). Les paramètres physico-chimiques des eaux peuvent apporter des informations sur leur signature globale et leur origine (Dieng et al., 2017; Gning et al., 2017; Tossou et al., 2017).
L’objectif général de ce chapitre est d’utiliser les paramètres physico-chimiques et les données hydrochimiques collectées sur le terrain comme traceurs naturels pour confirmer les résultats de l’étude hydrodynamique et contribuer à une meilleure compréhension de l'organisation et du fonctionnement du système hydrogéologique des bassins de Kierma et de Mogtédo. Il s’agira plus particulièrement de mettre en évidence les interactions retenues d’eau – nappes d’eau souterraine et les caractéristiques hydrochimiques des nappes d’eau à l’échelle régionale du bassin de Kierma.
VI.2. Description des campagnes hydrochimiques
Cette section décrit toutes les techniques utilisées dans le cadre de la présente étude pour une interprétation logique et rationnelle des données issues, des différentes analyses physico- chimiques réalisées sur le terrain et au laboratoire.
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VI.2.1. Campagnes d’échantillonnage
Des mesures physico-chimiques et hydrochimiques ont été réalisées d’une part à l’échelle locale autour des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo et, d’autre part à l’échelle régionale du bassin de Kierma choisi comme site pilote pour la modélisation. Les points d’échantillonnage et de mesures concernés sont des forages, des puits modernes et traditionnels, des micropiézomètres et les retenues d’eau.
À l’échelle locale, (au voisinage de la retenue), 24 échantillons d’eau ont été prélevés à Kierma en mars 2017 pendant la saison sèche et 18 en septembre 2019 pendant la saison de pluies (Figure VI-1a). À cette même échelle locale, 34 échantillons d’eau ont été prélevés à Mogtédo en mars 2016 pendant la saison sèche et 29 échantillons d’eau en août 2016 pendant la saison des pluies (Figure VI-1b). À l’échelle régionale du bassin versant de Kierma, 58 échantillons d’eau ont été prélevés en mars 2018 (Grommet, 2018) et 66 en septembre 2019 (Figure VI-2).
Les mesures faites sur le terrain ont porté sur la conductivité électrique (CE), la température (T) et le pH. Des échantillons ont été prélevés par pompage dans les forages et les micropiézomètres, à l’aide d’une puisette dans les puits modernes et traditionnels et par prélèvement direct dans les retenues d’eau. Les échantillons d'eau ont été conservés dans des flacons en polyéthylène de 250 mL pour l’analyse ultérieure des ions au laboratoire.
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Figure VI-1. Localisation des points d’échantillonnage autour des retenues de Kierma (a) et Mogtédo (b)
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Figure VI-2. Localisation des points d’échantillonnage dans le bassin de Kierma
VI.2.2. Méthodes analytiques et précision des données
Les échantillons d’eau collectés ont été analysés au Laboratoire d’Analyse en Phase Aqueuse de l’Unité d’Hydrogéologie et Géologie de l’Environnement de la Faculté des Sciences Appliquées de l’Université de Liège en Belgique. Différentes méthodes ont été utilisées pour le dosage des ions (Rodier et al., 2009). Le spectromètre d’absorption atomique a été utilisé 2+ pour le dosage de SiO2. La méthode titrimétrique a été utilisée pour la détermination du Ca et + 2+ + - - 2- - le TAC, la chromatographie ionique pour K , Mg , Na , Cl , NO3 et SO4 . Le HCO3 a été déterminé par calcul à partir du pH et du titre alcalimétrique complet (TAC) (Rodier et al., 2009).
La fiabilité des résultats d’analyses peut être évaluée par l’intermédiaire de la balance ionique (BI) c’est-à-dire par la vérification de l’équation d’électroneutralité (Rodier et al., 2009). En général, une BI égale ou inférieure à 5 % indique de bons résultats d'analyse (Fetter, 2014). La BI est inférieure à 5% pour la majorité des échantillons prélevés dans le bassin de Kierma sauf pour quelques échantillons prélevés dans le puits KamsP1 dont la BI est de 9% en saison sèche Page | 127
et 10% en saison de pluies et aussi pour le forage KoekF9 qui présente une BI de 8% en saison de pluies. La BI est aussi inférieure à 5 % pour la bonne partie des échantillons prélevés dans le bassin de Mogtédo en dehors des échantillons prélevés dans les retenues d’eau qui présente des BI de 6 et 29 % en saison sèche et 9 et 13% en saison de pluies ; et aussi dans le micropiézomètre PM1 en saison de pluies (17%) et dans le puits P14 en saison sèche (8%).
VI.3. Apport de l’hydrochimie à la mise en évidence des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine
Les résultats d’analyses physico-chimiques des échantillons d’eau collectés à l’échelle locale des retenues d’eau (Figure VI-1 a et b) sont utilisés dans cette section.
VI.3.1. Caractéristiques physico-chimiques des eaux
Les paramètres physico-chimiques des eaux de surface et des eaux souterraines étudiés concernent le potentiel hydrogène (pH) et la conductivité électrique (CE). Les valeurs présentées dans cette section sont issues de mesures au laboratoire.
À Kierma, le pH varie entre 5.8 et 7.8 en saison sèche avec une médiane de 6.9 et entre 6.2 et 7.5 avec une médiane de 6.8 en saison de pluies. Les eaux sont majoritairement acides à neutres et parfois légèrement basiques. À Mogtédo, il varie entre varie entre 6.4 et 7.9 avec une médiane de 7.3 en saison sèche et entre 6.2 et 8 avec une médiane de 7.5 en saison de pluies. Plus de 70% des échantillons présentent des pH neutres à basiques.
Les eaux de Kierma sont globalement peu minéralisées. Les conductivités varient entre 117.5 et 596.1 µS/cm en saison sèche et 52.7 et 427.5 µS/cm en saison de pluies. À Mogtédo, les eaux sont moyennement minéralisées. Les valeurs des conductivités électriques varient entre 101.7 et 915.7 µS/cm en saison sèche et 52.4 et 943.8 µS/cm en saison de pluies. Des valeurs « hors normes » de conductivité ont été enregistrées dans les micropiézomètres PM1 (2632.9 µS/cm), Pz3 (3294.9 µS/cm), et Pz9 (1791.7 µS/cm) en saison sèche. Ces valeurs proviennent probablement de la pollution anthropique locale (Yameogo, 2008; Tossou et al., 2017).
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VI.3.2. Identification des faciès hydrochimiques des eaux
Le diagramme de Piper (1944) représente les faciès hydrochimiques (compositions relatives) pour l’ensemble des échantillons, en saison sèche et en saison des pluie, respectivement pour la retenue et les eaux souterraines de Kierma (Figure VI-3 a et b) et celles de Mogtédo (Figure VI-4 a et b).
Figure VI-3. Composition chimique des eaux en saison sèche (a) et en saison des pluies (b) à Kierma
Figure VI-4. Composition chimique des eaux en saison sèche (a) et en saison des pluies (b) à Mogtédo
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L’analyse des diagrammes montre que le Ca et le HCO3 sont les ions dominants pour les eaux surface de Kierma et de Mogtédo en toutes saisons. À Kierma, le Ca et le HCO3 sont également les ions dominants dans la majorité des échantillons des eaux souterraines en toutes saisons. Seuls quelques échantillons présentent une composition évoluant vers une dominance en ions Na pendant la saison sèche. À Mogtédo, les eaux souterraines montrent une plus grande variation allant d’une composition dominée par Ca et Mg vers une composition dominée par Na et K (Sprumont, 2016).
Les eaux de surface et la majorité des eaux souterraines présentent des faciès similaires, de type bicarbonaté calcique (Ca-HCO3) indifféremment des saisons. Les eaux de surface et la majorité des eaux souterraines sont donc hydrochimiquement similaires et apparentées, et ont probablement la même origine (Baskaran et al., 2009). Ceci confirme l’interaction entre les eaux souterraines et les retenues d’eau.
VI.3.3. Processus d'échange ionique
L’évolution des faciès chimiques des eaux depuis le type bicarbonaté calcique (Ca-HCO3) vers le type bicarbonaté sodique (Na-HCO3) (voir VI.3.2) indique un enrichissement en ions Na par échanges cationiques, surtout pendant la saison sèche à Kierma et en toute saison à Mogtédo. Ces échanges se caractérisent par une fixation de Ca et une libération de Na lorsque les eaux circulent au contact de minéraux argileux présents dans les sédiments qui tapissent le fond de la retenue d’eau et le manteau d’altération sous-jacent.
Les phénomènes d’échanges cationiques, qui caractérisent surtout les eaux de Mogtédo, peuvent être démontrés par la relation [(Ca+Mg) – (HCO3 + SO4)] en fonction de [Na +K – Cl] (Abid et al., 2009 ; Gning et al., 2017) représentée par la Figure VI-5 par l’étirement des échantillons selon la pente -1. En l'absence d'échange cationique, les échantillons doivent rester proches du point qui reflète la composition hydrochimique de la retenue d’eau (point rouge). C'est relativement le cas pour Kierma où les échantillons d'eaux souterraines ne s'écartent que de 3méq/L de la composition hydrochimique de la retenue d’eau. À Mogtédo, l'écart atteint 30 méq/L, ce qui confirme que les processus d'échange cationique sont plus forts car les sédiments dans lesquels circulent les eaux souterraines sont plus argileux.
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Ceci montre le caractère nettement plus prononcé des échanges cationiques à Mogtédo avec un enrichissement prononcé des eaux souterraines en sodium au détriment du calcium. Ceci s’explique très vraisemblablement parce que le matériau d’altération du substrat rocheux nettement plus argileux à Mogtédo (altération de schistes et gneiss) par rapport à Kierma où l’altération des roches granitiques conduit à un matériau plus sableux comme décrit dans le chapitre IV.
Figure VI-5. (Ca+Mg) - (HCO3+SO4) VS (Na+K) - Cl à Kierma (a) et Mogtédo (b)
Ces résultats démontrent non seulement qu’il y a bien des interactions mais aussi et surtout un transfert d’eau depuis les retenues vers les eaux souterraines. Ces deux systèmes font partie intégrante d'un continuum surface – sol – sous-sol (Lewandowski et al., 2020). Dans un contexte de tarissement précoce des eaux de surface, il devient plus que nécessaire de quantifier les échanges retenus d’eau-eaux souterraines pour une gestion intégrée et durable des ressources en eau des bassins versants de Kierma et de Mogtédo et d’étudier les relations entre les différentes nappes d’eau souterraine afin de comprendre leur fonctionnement global
VI.4. Comportement hydrochimique des nappes d’eau souterraine à l’échelle régionale du bassin de Kierma
Les analyses physico-chimiques obtenues suite aux campagnes d’échantillonnage à l’échelle du bassin versant de Kierma ont été utilisées pour caractériser d’une part le caractère hydrochimique globale des nappes et d’autre part, l’hydrodynamisme des nappes. La distribution spatiale des échantillons d'eau analysés est illustrée à la Figure VI-2. Page | 131
VI.4.1. Paramètres physico-chimiques
Le pH varie entre 5.5 et 7.5 avec une médiane de 7 en saison sèche et entre 6.2 et 7.8 avec une médiane de 6.9 en saison de pluies. Comme à l’échelle locale de Kierma, les eaux souterraines à l’échelle du bassin sont globalement acides à neutres.
Les valeurs moyennes de conductivité électrique varient entre 79.2 et 506 µs/cm en saison sèche et entre 50.9 et 492 µs/cm en saison de pluies indiquant des eaux faiblement à moyennement minéralisées. Des valeurs « hors normes » (valeurs différents considérablement des autres valeurs des données de l’ensemble) de conductivité ont été relevées dans le forage Toan F4 (571.3µS/cm) en saison sèche et dans le micropiézomètre PzRD2 (919.7 µS/cm), le puits Kier P32 (554 µS/cm) et le forage Koas F3 (503 µS/cm) en saison de pluies. Ces valeurs témoignent de l’influence anthropique sur les eaux.
VI.4.2. Caractéristiques chimiques des eaux souterraines
Une projection des données chimiques dans le diagramme de Piper montre que les eaux étudiées sont majoritairement (91%) de type bicarbonaté calcique (Ca-HCO3) avec une évolution vers le type bicarbonaté sodique (Na-HCO3) pour 5% d’entre-elles et vers le type chloruré calcique et magnésien (Ca-Mg-Cl) pour 4% d’entre-elles. L’analyse des diagrammes de Piper tant en saison sèche qu’en saison de pluies permet montre que les nappes d’eau des altérites et celles des fissures ont globalement la même signature hydrochimique. Ceci pourrait indiquer une origine commune des eaux. Par ailleurs, d'un point de vue des cations, la nappe des fissures a une concentration plus importante en Magnésium (Mg) résultant d’un temps de séjour plus long des eaux qui favorise des réactions chimiques.
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Figure VI-6. Représentation des eaux souterraines du bassin de Kierma dans le diagramme de Piper en saison sèche (a) et de pluies (b).
L’ordre de l’abondance en ions traduit des teneurs plus élevées en Ca et en Na pour les cations et en HCO3, NO3 et Cl pour les anions dans l’ensemble des nappes et en toute saison (Figure VI-7).
Figure VI-7. Minéralisation des eaux souterraines en fonction de la période d'échantillonnage et du type de nappe en saison sèche (a) et de pluies (b)
L'hydrolyse des roches granitiques riches en feldspaths alcalins et en plagioclases acides et pauvres en ferromagnésiens explique les concentrations en Ca et en Na dans les eaux (Faillat
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& Drogue, 1993; Grommet, 2018). La minéralisation des eaux souterraines est également dominée par l'influence de minéralisations magnésiennes conséquences de l’hydrolyse de la biotite. La prédominance des ions HCO3 et Cl dans les eaux est une caractéristique des eaux souterraines des régions de socle en Afrique (Ahoussi et al., 2012; Oga et al., 2009; Ouandaogo et al., 2013; Ouandaogo, 2008; Yao et al., 2012 ; Boubacar, 2020). La concentration en HCO3 peut s’expliquer par la présence dans les eaux du CO2 provenant des sols qui facilitent l’hydrolyse et la formation des HCO3.
Les concentrations en chlorure (Cl), sulfate (SO4), potassium (K) et nitrate (NO3) dans les eaux proviennent principalement des précipitations et du lessivage des sols par les eaux de ruissellement (Foster et al., 2018, Ouedraogo et al., 2016; Ouedraogo, 2016). Selon Foster et al. (2018), la pratique de l’irrigation dans une zone exerce une influence majeure sur la qualité des eaux par l’apport de sels dissous riches en NaCl dans les nappes. Ceci pourrait expliquer, en partie, les fortes concentrations en sodium dans la nappe des alluvions du fait de la pratique de l’irrigation en saison sèche dans la plaine alluviale.
Les échanges d’ions à partir des eaux infiltrées avec les sédiments argilo-sableux pourraient également expliquer ces concentrations en Na. Par ailleurs, la nappe des fissures contient des proportions élevées en contaminants (NO3). Selon Dieng (2017), les concentrations élevées en
NO3 dans la plupart des nappes montrent que ceux-ci contiennent une part importante d’eau actuelle et/ou récente et que le temps de transfert est court entre les nappes superficielles
(alluvions et altérites) et les nappes profondes (nappes des fissures). Les concentrations en NO3 peuvent dépasser la norme de potabilité de l’OMS fixée à 50 mg/L (OMS, 2017) dans certains ouvrages où la conductivité électrique a été jugée « hors norme » dans la Section VI.4.1.
VI.5. Conclusion partielle au Chapitre VI.
L’utilisation des méthodes hydrochimiques ont permis d’identifier les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine à l’échelle locale des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo. Les résultats hydrochimiques confirment également la nature des sédiments de type argileuse à Mogtédo et sablo-argileux à Kierma à travers l’analyse des échanges ioniques. Ces résultats sont en accord avec ceux obtenus par les méthodes géophysiques et hydrodynamiques. Par ailleurs, l’analyse des paramètres physico-chimiques montre que les
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eaux souterraines du bassin de Kierma ont des facies de type bicarbonaté calcique. Les eaux de Mogtédo ont des facies de types bicarbonaté calcique qui évoluent vers le pôle carbonaté sodique. L’hydrolyse des minéraux silicatés semble être une des sources principales de la minéralisation. Les nappes d’eau sont ponctuellement influencées par des apports anthropiques mais leur faible minéralisation et leur concentration moyenne en sodium les rendent utilisables pour l’agriculture irriguée.
Cette étude a montré que les outils hydrochimiques classiques peuvent donner un aperçu des interactions entre les eaux de surface et les nappes d’eau souterraine. Toutefois, une étude de la connectivité entre les nappes d’eau des altérites et des fissures permettrait de mieux comprendre le comportement des nappes d’eau superficielles après recharge.
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Quantification de la recharge globale et exploitabilité des nappes d’eau
Ce chapitre est en partie extrait de l’article intitulé « Quantifying focused groundwater recharge induced by irrigation surface water reservoirs in crystalline basement areas for complementary irrigation » publié dans le Journal MDPI Water
VII.1. Introduction
Les retenues d’eau sont essentielles à la sécurité alimentaire et à la résilience en Afrique subsaharienne (ASS) fournissant des services essentiels dans les zones rurales (Saruchera & Lautze, 2019). Ces infrastructures, qui collectent l'eau de pluie pendant la saison des pluies, sont souvent la seule source d'eau pour de multiples usages (Cecchi et al., 2020; Guyon et al., 2016g). Les retenues d’eau sont les ressources en eau les plus exploitées notamment pour l'irrigation des cultures pendant la saison sèche mais aussi pour l'irrigation de complément pendant la saison des pluies en cas de poches de sécheresse (longues périodes sans précipitations en saison de pluies). Cependant, le développement durable de l'agriculture irriguée est menacé par leur assèchement précoce (Bambara et al., 2020). La gestion intégrée des ressources en eau à l’échelle des bassins à travers l’utilisation conjointe des retenues d’eau et des nappes d’eau souterraines pourrait être une solution à ce problème. À cet effet, la quantification des ressources en eau souterraine et notamment de la recharge est une condition préalable à la bonne gestion de ces ressources (Lal, 1991). La mise en évidence de la possibilité d’exploiter la ressource en eau souterraine au travers d’ouvrage simple est également nécessaire.
Dans les bassins versants arides et semi-arides, deux mécanismes de recharge sont considérés (Healy, 2010; Hendrickx, 1992): (1) la recharge naturelle ou diffuse résultant de l'infiltration généralisée de l'eau de pluie au point d'impact et (2) la recharge locale à partir des rivières (pérennes ou intermittentes) et des retenues d’eau (naturelles ou artificielles), etc. Pour l’estimation de la recharge naturelle en zones arides et semi-arides., plusieurs méthodes existent dans la littérature Ces méthodes sont décrites par Healy (2010), Lerner et al. (1990), Scanlon et al.(2002) et Singh et al., (2019), etc. La présence d’une recharge locale au droit des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo a été mise en évidence par les méthodes hydrodynamiques et hydrochimiques décrites dans les chapitres précédents (Chapitre V et Chapitre VI) mais n’a
Page | 136 pas encore été quantifiée. Les méthodes pour l’évaluation quantitative de la recharge locale ont été présentées au Chapitre II. Parmi toutes ces méthodes, la méthode du bilan hydrique est la plus simple et la moins onéreuse à mettre en œuvre. Elle est basée sur la connaissance des paramètres du bilan hydrique à partir duquel la recharge est calculée (Sandwidi, 2007). Malgré les incertitudes de l'estimation de la recharge par cette méthode pour les zones arides et semi- arides dues aux difficultés d'obtenir des valeurs fiables des composantes du bilan, la méthode reste valable dans l'estimation de la recharge si les pas de temps et les limites spatiales des systèmes d'eau sont bien définis (Gee & Hillel, 1988; Lerner et al., 1990).
Le présent chapitre a pour objectif de quantifier la recharge naturelle et locale des eaux souterraines à l’échelle des bassins de Kierma et Mogtédo et ce, sur base d’approches « simples » et peu onéreuses basées le bilan hydrique à l’échelle d’un bassin versant sahélien (Chapitre II) qui est repris comme suit :
À l’échelle globale du bassin
퐼푤푡푟푠ℎ푑 × 퐴푤푡푟푠ℎ푑 = 퐴푤푡푟푠ℎ푑 × (푃 − 푅 − 퐸푇 − ∆푆) (II-1)
À l’échelle de la retenue d’eau
퐼푅푒푠 × 퐴푅푒푠 = 퐴푅푒푠 × (푃 + 퐺 − 퐸 − 푂 − 푊 − ∆ℎ) + 푅 × 퐴푤푡푟푠ℎ푑 (II-2)
2 2 퐴푤푡푟푠ℎ푑 : Surface du bassin versant[퐿 ]; 퐴푅푒푠: Surface de la retenue d’eau [퐿 ]; P : Pluie totale −1 −1 −1 [퐿푇 ]; ET: Évapotranspiration réelle ;[퐿푇 ] ; R: Ruissellement [퐿푇 ] ; Iwtrshed: infiltration d’eau de pluie (Recharge naturelle) [퐿푇−1] ; E : Evaporation d’eau de la retenue [퐿푇−1]; G: Exfiltration d’eau souterraine vers la retenue d’eau [퐿푇−1]; O: Déversement d’eau par le −1 déversoir [퐿푇 ]; IRes: Infiltration de l’eau de la retenue dans l’aquifère superficiel (Recharge locale) [퐿푇−1]; W : Prélèvement de l’eau de la retenue [퐿푇−1]; ∆S : Variation de stock d’humidité du sol.[퐿푇−1]; ∆h : Variation du niveau d’eau dans la retenue[퐿푇−1].
L’approche utilisée comprend donc deux volets : (1) une approche régionale d’estimation de la recharge globale par la méthode du bilan hydrique proposé par Thornthwaite (1948) utilisant les paramètres climatiques et le stock en eau des sols et (2) une approche plus locale où la méthode du bilan hydrique pour l’évaluation de la recharge locale a été adaptée pour prendre en compte les principaux composants du bilan hydrique à l’échelle des retenues d’eau d’irrigation. Dans ce chapitre, l’exploitabilité des ressources en eau souterraine pour l’irrigation Page | 137 de complément est aussi abordée.
VII.2. Estimation de la recharge naturelle
L’estimation de la recharge naturelle en zones aride et semi-aride contribue à une meilleure connaissance des potentialités des nappes d’eaux souterraines à l’échelle des bassins versants pour une gestion durable et une utilisation efficace de ces eaux (A. Singh et al., 2019). Les valeurs de recharge naturelle estimées constituent également, dans la présente étude, une base de comparaison des valeurs de recharge locale qui seront estimées à l’échelle des retenues d’eau.
VI.1.1. Synthèse de la méthodologie
L’estimation de la recharge naturelle (퐼푤푡푟푠ℎ푑) porte sur une base journalière selon la méthode du bilan hydrique proposée par Thornthwaite (1948) et dérivée de bilan hydrique à l’échelle globale des bassins versants. Afin de rendre les valeurs de recharges comparables avec celles des retenues, les termes de l’Équation (II-1 ont été rapportés aux surfaces des bassins. L’équation du bilan hydrique global devient alors :
퐼푤푡푟푠ℎ푑 = 푃 − 푅 − 퐸푇 − ∆푆 (VII-1)
Pour un jour i donné, le principe de calcul de l'infiltration peut être résumé comme suit :
퐼푤푡푟푠ℎ푑,푖 = 푚푎푥[(푃푖 + 푆푖−1 − 퐸푇푖 − 푆푚푎푥 − 푅푖); (0)] (VII-2)
Avec Pi : total des précipitations [mm] ; Si-1 : stock en eau du sol [mm] ; ETi : évapotranspiration réelle [mm] ; Smax : réserve maximum en eau du sol [mm] ; Ri : ruissellement [mm].
L’estimation des termes du bilan hydrique à l’échelle du bassin versant n’est pas aisée. La principale difficulté pour cette méthode réside dans l’estimation de l’évapotranspiration réelle (ET) qui influence fortement l’infiltration du fait qu’elle peut être très grande dans le contexte semi-aride (Tirogo, 2016). Le calcul de l’ET fait également intervenir un grand nombre de paramètres climatiques qui ne sont pas souvent disponibles. Les autres termes du bilan hydrique peuvent être facilement estimés à partir d’études antérieures ou mesurés.
Page | 138 VI.1.2. Termes du bilan
VI.1.2.1. Précipitations
Les données relatives aux précipitations sont des moyennes calculées par la méthode du polygone de Thiessen à partir des différentes stations pluviométriques présentes dans ou à proximité des bassins versants de Kierma et de Mogtédo entre 2012 et 2015 (PADI). Ces données ont été complétées pour les années 2015-2019 par celles des stations pluviométriques de Kombissiri (17 km de Kierma) et de Zorgho (20 km de Mogtédo) et par les données de la station météo de Mogtédo installée en 2017 dans le cadre du programme PADI II.
Les moyennes pluviométriques annuelles, calculées à partir de ces données de 2012 à 2019, sont d’environ 870 mm à Kierma et 800 mm à Mogtédo. Les mois de juillet, août et septembre concentrent plus de 70 % de la pluviométrie annuelle et le pic est observé au mois d’août. Les données pluviométriques ont été largement décrites dans le chapitre III.
VI.1.2.2. Stock en eau du sol
Il est admis que le sol est capable de stocker une certaine quantité d'eau en fonction de sa texture et de sa profondeur. Une partie de cette eau peut être reprise par évaporation et transpiration des plantes. La quantité d'eau stockée (Si) dans le sol varie entre 0 et la réserve maximum en eau du sol (Smax) qui constitue la quantité d’eau maximale disponible pour l’évapotranspiration en l’absence de précipitations.
La réserve maximum en eau du sol (Smax) a été calculée sur la base des types de sol présents dans les bassins versants de Kierma (Tableau VII-1) et de Mogtédo (Tableau VII-2) et des données du Bureau des Mines et de la Géologie du Burkina (BUMIGEB) (Wellens et al., 2007). La carte de répartition des différents types de sols dans les deux bassins (Figure III-a et b) montre que plus de 80% de la superficie du bassin de Kierma et 60% de celle de Mogtédo sont couvertes de sols de type ferrugineux dont les réserves en eau varient entre 60 mm et 240 mm (Tableau VII-1 et Tableau VII-2). Les sols hydromorphes à capacité de rétention non négligeable couvrent également 16% de la surface du bassin de Mogtédo avec une réserve en eau maximale de 180mm. Sur base de la surface relative de chaque type de sol, La Smax est estimée en moyenne à 140 mm à Kierma (Tableau VII-1) et 150 mm à Mogtédo (Tableau VII-2).
Page | 139 Tableau VII-1. Réserve maximum en eau selon le type de sol du bassin de Kierma
Profondeur * Smax Smax Superfici Smax × Superficie Moyenne Type de sols moyenne (mm/m) (mm) e (km²) (mm×km²) Smax (mm) (cm) Lithosols sur cuirasses ou sur 10 50 30 1.39 41.82 roches Sols ferrugineux tropicaux lessivés indurés de moins de 40 150 60 25.09 1505.93 40cm de profondeur Sols ferrugineux tropicaux lessivés indurés d’au moins 40cm 80 200 160 41.05 6568.34 de profondeur 140 Sols ferrugineux tropicaux 120 150 180 20.50 3692.40 lessivés à tache et à concrétions Sols hydromorphes peu humifères à pseudo-gley 120 150 180 6.60 1188.26 d’ensemble Sols peu évolués d'apport alluvial 120 180 216 3.45 744.97 hydromorphes Total 98.10 13741.74
Tableau VII-2. Réserve maximum en eau selon le type de sol du bassin de Mogtédo
Profondeur * Moyenne Smax Smax Superficie Smax × Superficie Type de sol moyenne Smax (mm/m) (mm) (km²) (mm×km²) (cm) (mm) Sols bruns eutrophes tropicaux 120 200 240 17.26 4142.11 ferruginisés Sols bruns eutrophes tropicaux 150 200 300 12.5 3750 hydromorphes Sols ferrugineux tropicaux lessivés 120 125 150 18.5 2774.88 à concrétions Sols ferrugineux tropicaux lessivés à concrétions / Sols ferrugineux 120 150 180 80 14400 tropicaux lessivés à taches et concrétions Sols ferrugineux tropicaux lessivés 120 150 180 129.5 23310 indurés profonds 150 Sols ferrugineux tropicaux lessivés 40 200 80 60 4800 indurés peu profonds Sols hydromorphes peu humifères à 120 150 180 80.17 14430.64 pseudogley de surface Lithosols sur cuirasses 60 100 60 23 1380 Sols peu évolués d'apport alluvial 120 200 240 2.01 482.85 hydromorphes Sols peu évolués d'érosion 60 125 75 78 5850 régosolique Total 500.94 75320.49 *Superficie couverte par type de sol dans le bassin de Kierma et de Mogtédo Le calcul de l'infiltration quotidienne par la méthode de Thornthwaite commence en avril. C'est le mois le plus chaud, à la fin de la saison sèche, lorsque le stock en eau du sol est supposé être
Page | 140 nul. L'année hydrologique considérée s'étend alors du mois d'avril de l'année précédente au mois de mars de l'année considérée. L’analyse de sensibilité de la valeur de la recharge à la Smax sera établie pour des valeurs de Smax variant entre 100 mm et 200 mm pour les deux bassins.
VI.1.2.3. Évapotranspiration potentielle et réelle
L’ET est estimée à partir de l’Évapotranspiration Potentielle (ETP) définie comme la limite maximale qu’elle peut atteindre. La formule de Penman (Allen et al., 2005) recommandée par la FAO (équations VII-3 à (VII-8) et adaptée aux régions arides et semi-arides (Dieng, 2017a) est utilisée pour l’estimation de l’ETP au pas de temps journalier. Les paramètres climatiques (température, vitesse du vent, pression de vapeur, etc.) nécessaires au calcul de l'évapotranspiration sont ceux de la station de l'aéroport de Ouagadougou fournis par l'Agence Nationale Météorologique du Burkina Faso (ANAM).
Le principe du bilan de Thornthwaite basé sur l'évolution de la réserve du sol jour par jour a été utilisé pour estimer l’ET sur la période de 2012 à 2019. Pour un jour i donné, la quantité d’eau perdue par évaporation ou transpiration dépend de la demande atmosphérique en eau que représente l’ETPi et de l’eau réellement disponible pour répondre à cette demande composée des précipitations journalières (Pi) et du stock d’eau disponible dans le sol (Si-1). Le principe de calcul de l’ETR peut se traduire comme suit :
푆𝑖 푃푖 + 푆푖−1 > 퐸푇푃푖 푎푙표푟푠 퐸푇푖 = 퐸푇푃푖 (VII-4)
푆𝑖 푃푖 + 푆푖−1 ≤ 퐸푇푃푗푖 푎푙표푟푠 퐸푇푖 = 푃푖 + 푆푖−1 (VII-5)
Les résultats du calcul de l’ET sont présentés dans le Tableau VII-3. Les résultats du bilan (Tableau VII-3) révèlent qu’une grande partie de la pluie est reprise par l’évapotranspiration. Elle représente en moyenne 81 % de la pluie dans les bassins versants de Kierma et Mogtédo.
VI.1.2.4. Ruissellement
Les bassins versants de Kierma et Mogtédo drainant l’eau dans les retenues d’eau sont non jaugés. Les processus de transformation pluie-débit sont donc méconnus à l’échelle de ces bassins. En l’absence de mesures directes du ruissellement, pour les besoins de l’étude, le ruissellement (R) à l’échelle des bassins versant de Kierma et de Mogtédo sera déterminé à partir du coefficient de ruissellement proposé par quelques auteurs dans la littérature pour des Page | 141 bassins versants similaires. Le ruissellement est supposé correspondre à 10 % de la pluviométrie pour le site de Kierma et 15% pour celui de Mogtédo tenant compte du couvert végétal et de la nature des sols (Cecchi, 2006; Karambiri et al., 2009; Mahé et al., 2010).
VI.1.3. Analyse de la recharge naturelle estimée
L’estimation de la recharge naturelle (Iwtrshd) a été faite au pas de temps journalier sur base de l’Équation (VII-1).
Sur base des données de recharge journalière, les valeurs de recharge annuelles ont été calculées pour la période de 2012 à 2019. Les résultats obtenus sont consignés dans le Tableau VII-3. Ces résultats montrent que la recharge est très variable d’un bassin à l’autre avec des valeurs qui se situent entre 0 et 202 mm/an avec une moyenne 82 mm/an à Kierma et, entre 0 et 109 mm/an avec une moyenne de 48 mm/an à Mogtédo. Elles représentent en moyenne 9% des précipitations à Kierma et 6% à Mogtédo.
Tableau VII-3. Recharge et autres termes du bilan hydrique dans les bassins versants de Kierma et Mogtédo
ET Smax Iwtrshd Iwtrshd/P Site Date P (mm) R (mm) (mm) (mm) (mm) (%) 2012–2013 1013 101 710 202 20 2013–2014 814 81 720 12 2 2014–2015 851 85 749 17 2 Kierma 2015–2016 925 92 688 140 145 16 2016–2017 810 81 657 71 9 2017–2018 820 87 734 0 0 2018–2019 851 81 641 129 15 2012–2013 902 121 675 107 12 2013–2014 611 67 544 0 0 2014–2015 794 99 686 9 1 Mogtédo 2015–2016 886 116 682 150 87 10 2016–2017 805 103 680 22 3 2017–2018 833 121 712 0 0 2018–2019 819 92 618 109 13
Les moyennes interannuelles de recharge naturelle calculées se situent globalement dans les mêmes gammes que celles estimées par Döll and Kiedler (2008) pour les régions semi-arides (20-100 mm/an) par modélisation à l'échelle mondiale. Elles corroborent également avec celles synthétisées par Scanlon et al. (2006) pour les régions semi-arides. La recharge naturelle Page | 142 estimée à Kierma au cours des années hydrologiques 2012-2013, 2015-2016 et 2018-2019 est également en accord avec celle obtenue par Cuthbert et al. (2019) à Ouagadougou par la méthode des fluctuations piézométriques (100-350 mm/an).
La méthode du bilan hydrique reste la plus simple pour évaluation rapide de la recharge naturelle (Santhanam et Abraham, 2018).
Cependant, une des limites de la méthode du bilan hydrique pour l’estimation de la recharge naturelle est la détermination du stock maximum en eau des sols (Tirogo, 2016) qui reste subjective.
Les valeurs de Smax varient entre 60 mm et 220 mm à Kierma et entre 60 mm et 300 mm à Mogtédo en fonction du type de sol considéré. Compte tenu des incertitudes liées à ce paramètre, une analyse de sensibilité de ce paramètre sur les résultats de la recharge naturelle a
été réalisée. La recharge naturelle a été calculée pour des valeurs de Smax de 100 et 200 mm pour les deux bassins versants. Les résultats de ces calculs montrent que les valeurs de la recharge naturelle varient fortement avec une différence de 100 mm entre une Smax de 100 et 200 mm dans les deux bassins versants. Ainsi, pour une erreur de 10 mm sur la valeur de la Smax, une erreur d'environ 10 mm sur la valeur de la recharge naturelle pourrait être faite (Annexe 9).
La recharge naturelle n’intervient que pendant la saison pluvieuse et les eaux peuvent être drainées par les failles/fractures. La mobilisation de ces eaux souterraines des aquifères de fissures nécessite des ressources importantes. Les retenues d’eau d’irrigation pourraient avoir un apport dans la recharge des eaux souterraines et surtout des nappes superficielles facilement accessibles par des puits à grand diamètre.
VII.3. Estimation de la recharge locale
La recharge locale est considérée comme au moins aussi importante que la recharge directe dans les régions arides et semi-arides (Bambara et al., 2020; Boubacar, 2020; Stephens, 1994). Cependant, Cuthbert et al. (2016) souligne le manque de données qui pourrait permettre de comprendre et de quantifier cette recharge dans ce contexte. Dans la présente étude, la méthode du bilan hydrique a été adoptée pour la quantification de la recharge locale induite par les retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo.
Page | 143 VI.1.4. Description de la méthodologie
Pour évaluer la recharge locale au voisinage de retenues d’eau d’irrigation, plusieurs méthodes basées sur le bilan hydrique ont été décrites dans la littérature : méthode des traceurs environnementaux (Sharda et al., 2006), modélisation (Oblinger et al., 2010) et la méthode classique du bilan hydrique (Boisson et al., 2015; Parimalarenganayaki et Elango, 2018). Dans cette dernière approche, le volume d'eau percolé est supposé correspondre à la différence entre la capacité de stockage du réservoir et le volume d'eau perdu directement par évaporation. Cette approche est souvent appliquée aux retenues d’eau d’irrigation sans la prise en compte des prélèvements qui peuvent parfois représenter plus de 40% de la décharge du réservoir durant les mois non pluvieux (Chabi, 2019; Guyon et al., 2016f; Song et al., 2016). Ceci engendre donc des surestimations de la quantité d’eau infiltrée. Une prise en compte de ces prélèvements permet d’estimer un ordre de grandeur plus fiable de la recharge locale.
L’'équation de bilan hydrique à l’échelle des retenues d’eau établie dans le Chapitre II (Équation (II-2) et reprise dans la Section Introduction de ce chapitre peut être utilisée pour l’estimation de la recharge locale.
Certains termes de cette équation peuvent être éliminés après certaines considérations et hypothèses. En effet, les retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo sont majoritairement drainées par les eaux souterraines (voir Chapitre V). De ce fait, l'exfiltration des eaux souterraines vers les retenues d’eau est négligeable (G=0). Les précipitations, le ruissellement et les déversements ne se produisent que pendant la saison des pluies (4 mois). Pendant cette période, le niveau des retenues d’eau est très dynamique avec des apports presque continus. Cela rend difficile le calcul de la différence entre les flux entrants et le stockage. Ainsi, la méthode du bilan hydrique sera appliquée pour la saison sèche, mais aussi pour chaque jour en saison des pluies où il n'y a pas eu de précipitations (ou précipitations <5 mm/jour), de ruissellement et de déversements (P < 5mm/jour, R = 0 et O = 0). Ces termes sont donc retirés de l’Équation
(II-2 et les autres termes sont divisés par la surface de la retenue d’eau (ARes). L’Équation (VII-6 est alors obtenue comme suit :
퐼푅푒푠 = −(E + W + ∆h) (VII-6)
La recharge locale sera calculée pour les périodes où les retenues ne se sont pas asséchées. Les données utilisées pour l’estimation de la recharge locale ont été collectées par le programme
Page | 144 PADI entre 2012 et 2015. Ces données sont décrites dans le Chapitre II et quantifiées dans la Section VI.1.5.
VI.1.5. Quantification des différents termes de la formule de recharge locale
Les termes de l’Équation (VII-6 ont été définis dans le Chapitre II. Seules leurs valeurs associées seront analysées dans cette section.
VI.1.5.1. Variation des niveaux d’eau au sein des retenues
Les niveaux d’eau des retenues ont été suivis quotidiennement sur la période de 2012 à 2015 (Figure VII-1a et b). Les niveaux d’eau des retenues sont fortement influencés par les caractéristiques des pluies qui contrôlent les écoulements sur les bassins. Les retenues d’eau se remplissent pendant la saison des pluies (mai à septembre) et se déchargent progressivement à partir du mois d’octobre pour se tarir au mois mars-avril sauf pour l’année 2013-2014 où la retenue d’eau de Kierma ne s’est pas totalement asséchée. Cette exception à Kierma pourrait s’expliquer par un retour précoce des pluies au mois d’avril mais aussi par une réduction des surfaces irriguées durant la campagne de contre-saison 2012-2013. Les cotes des retenues d’eau de Kierma et Mogtédo ont excédé le niveau du plan d’eau normal (311.3 m pour Kierma et 275.7 m pour Mogtédo) en saison de pluies pendant les trois années (2012-2015) de suivi réalisé par le PADI (Figure VII-1a et b).
Figure VII-1. Variation journalière de l’état de remplissage des retenues d’eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b) sur la période du 1er avril 2012 au 15 mars 2015. Les traits discontinus rouges représentent les cotes des déversoirs et des cuvettes de retenues d’eau.
Page | 145 VI.1.5.2. Evaporation des retenues d’eau
L’Evaporation journalière (E) des eaux des retenues a été estimé à partir des bacs évaporatoires installés à proximité des retenues (Guyon et al., 2016a) en utilisant un coefficient de bac (Pouyaud, 1986) pour convertir l'évaporation du bac en évaporation de la surface d’eau des retenues (Althoff et al., 2019; G. Zhao & Gao, 2019) (voir Chapitre II). L’évaporation des surfaces d’eau des retenues survient surtout pendant la saison sèche où elle atteint son maximum (Figure VII-2). À Kierma, le taux d’évaporation journalier varie de 1 à 7.5 mm pendant la saison sèche et de 0 à 7 mm pendant la saison des pluies. À Mogtédo, le taux d’évaporation journalier varie de 1 à 9 mm pendant la saison sèche, et de 0.2 à 8 mm pendant la saison des pluies. Ceci montre que l’évaporation contribue largement à la décharge des retenues d’eau en saison sèche dans les bassins sahéliens comme l’ont déjà démontré plusieurs auteurs (Fowe et al., 2013; Gal et al., 2016; Liebe, 2002, etc.).
Figure VII-2. Évolution journalière de l’évaporation en fonction des niveaux d’eau des retenues d’eau de Kierma (a) et de Mogtédo (b).
VI.1.5.3. Prélèvements d’eau (W)
Les deux retenues d’eau sont exploitées essentiellement pour l’irrigation en saison sèche mais aussi pour l’abreuvement des animaux et peu pour des usages domestiques. Ces différents prélèvements ont été quantifiés à l’aide des dispositifs de mesure et d’enquêtes terrain réalisées par le PADI (voir Chapitre II). À Kierma, les prélèvements d’eau dans la retenue peuvent atteindre 12 mm/jour pendant la saison sèche et ils sont quasi nuls pendant la saison des pluies. À Mogtédo, ils peuvent atteindre 20 mm/jour pendant la saison sèche et ils sont également quasi nuls pendant la saison des pluies.
Page | 146 VI.1.6. Analyses des incertitudes sur les différents termes du bilan
Les incertitudes sur les termes du bilan hydrique peuvent survenir des erreurs de mesure, des approximations dans les méthodes de calcul, des erreurs dans certains paramètres utilisés pour calculer certains termes (Sacks et al., 1998; Trask et al., 2017; Winter, 1981). L’estimation de ces erreurs renseigne sur la fiabilité ou l'exactitude du bilan hydrique (Lee et Swancar, 1996). Ces incertitudes ont été decrites pour chaque terme de l’Équation (VII-6 dans le Chapitre II.
Néanmoins, les erreurs liées aux mesures de l'évaporation, des niveaux d’eaux dans les retenues et des pélèvements d’eau sont synthetisées dans le Tableau VII-4. De manière globale, l’incertitude liée à l’estimation de l’infiltration est estimée comme suit :
2 2 2 1/2 훿(퐼푅푒푠) = [훿 (퐸) + 훿 (푊) + 훿 (∆ℎ)] (VII-7)
( ) (VII-8) 훿 푌 = 휀푌푖 × 푌푖
Où 훿(푌푖) et 휀푌푖 désignent respectivement l'erreur absolue [mm] et l’erreur relative [%]
associées à chaque terme 푌푖 (퐸, 푊 푒푡 ∆ℎ)
Tableau VII-4. Incertitudes liées aux termes de l’Équation (VII-6
Erreurs absolues Terme Sources d’erreur Sources des données maximales estimées (%) Mesures ; Influence des Evaporation 10 Winter, 1981; Motz et al., 2001 conditions locales Prélèvements Estimations 35 Fowe et al., 2015 Niveau d’eau Mesures 5 Herschy, 1970; Winter, 1981
VI.1.7. Analyse de la recharge locale estimée
Les estimations de la recharge locale journalière induite par les retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo sont respectivement présentées par les Figure VII-3 et Figure VII-4 en fonction de l'évolution des niveaux. Dans l’ensemble, la recharge locale varie d'un jour à l'autre.
Les valeurs négatives représentées dans les Figure VII-3 et Figure VII-4 reflètent les erreurs associées aux estimations de l'évaporation et des prélèvements d'eau plutôt qu’à un apport de la nappe vers la retenue d’eau. Ceci du fait que la majorité de ces valeurs négatives se situent en Page | 147 saison sèche pendant la vidange des retenues d’eau. Les valeurs négatives de recharge sont plus récurrentes à Kierma. En effet, les estimations des prélèvements y ont été faites sur base d’enquêtes pendant quelques mois et les résultats ont été extrapolés sur les autres mois. À Mogtédo, un dispositif de mesure des débits d’eau vers les parcelles irriguées a été également utilisé en plus des enquêtes de terrain. Cela a permis d’obtenir des résultats plus réalistes. Une meilleure estimation des prélèvements d’eau et de l’évaporation rend donc les résultats plus fiables et permet de minimiser les valeurs négatives comme l’a montré Bouteffeha et al. (2015).
Néanmoins, en faisant abstraction des valeurs négatives et des valeurs qui s’écartent de la moyenne globale, la recharge potentielle journalière est estimée en moyenne à 5 ± 2 mm à Kierma et à 4 ± 2 mm à Mogtédo. Les valeurs journalières moyennes ont également été estimées pour la saison sèche et la saison des pluies pour les jours sans précipitations à respectivement 5 ± 2 mm et 6 ± 3 mm à Kierma et 4 ± 2 mm à Mogtédo. Ceci indique qu'il n'y a pas beaucoup de disparité dans les valeurs de la recharge locale selon la saison. Si l'on compare les deux sites, la recharge locale semble être plus importante à Kierma qu'à Mogtédo. Cela peut s'expliquer par le contexte géologique et la nature des sédiments qui tapissent les cuvettes des retenues qui sont plus argileux à Mogtédo qu’à Kierma.
Les valeurs de recharge locale calculées sont en cohérence avec celles obtenues pour les retenues d’eau construites (barrage de contrôle) pour la recharge artificielles (Biswas et al., 2017; Dahlke et al., 2018) qui, selon la synthèse de Habets et al. (2018), sont largement supérieures à 5 mm/jour. Les résultats obtenus dans cette étude sont largement inférieurs à ceux obtenus (8 mm/jour) par Bouteffeha et al. (2015) pour les retenues d’eau collinaires exploitées pour l’irrigation en Tunisie. Ceci s’explique par la différence géologique des retenues d’eau étudiées, les retenues d’eau collinaires étudiée par Bouteffeha reposent sur les formations du Plio-quaternaire constituées essentiellement de sable alors celles de Kierma et de Mogtédo se localisent sur des formations du socle. Par contre les recharges locales journalières obtenues pour Kierma et Mogtedo sont plus ou moins comparables à celles obtenues par Fowe et al. (2015) pour la retenue d’eau de Boura (0.1- 4 mm/jour) au Burkina Faso située dans le même contexte géologique et climatique que la retenue d’eau de Kierma.
Tous ces résultats montrent clairement l'existence d'une recharge locale des nappes d’eau souterraine peu profondes par les retenues d’eau exploitées pour l'irrigation. La majorité de ces retenues d’eau sont seulement actives pendant au plus 9 mois dans l'année. Sur cette base, la recharge locale peut être évaluée en moyenne à 650 000±260 000 m3 à Kierma et à 2 856 00±1 Page | 148 310 000 m3 à Mogtédo. En outre, le volume annuel de la recharge naturelle (Section VII.2) qui se produit à l’échelle des bassins versants peut être estimé en moyenne à 8 200 000 m3 à Kierma et à 24 000 000 m3 à Mogtédo. En comparant ces deux recharges qui sont complémentaires, la recharge locale représente 8 % de la recharge naturelle à Kierma et 12 % à Mogtédo. La recharge locale n'est donc pas négligeable à l'échelle des bassins versants et elle permet de stocker un volume d'eau important qui aurait été perdu par ruissellement si les retenues d’eau n'existaient pas. Les nappes d’eau souterraine au voisinage des retenues d’eau pourraient être exploitées pour l’irrigation de complément ou conjointement aux retenues d’eau pour une gestion intégrée des ressources en eau des bassins.
Par ailleurs, la méthode utilisée pour l’estimation de la recharge locale a été appliquée avec succès pour deux retenues d’eau localisées dans des contextes géologiques et climatiques différents. La méthode pourrait également être utilisée pour l’estimation du potentiel des nappes d’eau souterraine superficielles au voisinage des retenues d’eau dans les zones de socle.
Figure VII-3. Infiltration (recharge) locale en fonction des niveaux de la retenue d'eau de Kierma
Page | 149
Figure VII-4. Infiltration (recharge) locale en fonction des niveaux de la retenue d'eau de Mogtédo
VII.4. Exploitabilité des eaux souterraines pour l’irrigation
L’étude des interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine (voir Chapitre V) et l’estimation de la recharge locale montrent que les retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo contribuent de manière significative à la recharge des nappes d’eau souterraine surtout celles superficielles. Dans la région semi-aride où se localisent ces deux retenues d’eau, les ressources en eaux de surface sont très rares surtout en saison sèche, les nappes d’eau souterraines superficielles, pourraient donc être exploitées comme alternatives. Ceci nécessite alors une bonne connaissance des caractéristiques hydrodynamiques (conductivité hydraulique, débit d’exploitation) des aquifères peu profonds qui les contiennent.
Les valeurs de conductivité hydraulique ont été décrites dans le Chapitre V. À Kierma, elles varient entre 0,01 m/jour et 2 m/jour. À Mogtédo, les valeurs de la conductivité hydraulique sont plus faibles et comprises entre 1 × 10-4 m/jour et 0,2 m/jour. Elles sont caractéristiques des matériaux sablo-argileux de Kierma et des matériaux argilo-sableux de Mogtédo. Au regard de l’ordre de grandeur de ces valeurs, ces aquifères sont peu perméables et semi-perméables selon la classification de Bear (1972). Cependant, même si ces aquifères peuvent être considérés comme des aquitards, dans les zones de socles où la ressource en eau est rare, ils peuvent être exploités à travers des puits à grand diamètre (Fussi et al., 2017).
Page | 150 Une estimation du potentiel d'irrigation est faite en supposant la construction de puits dans l’aquifère des altérites et alluvions. L’épaisseur de la couche des altérites étant en moyenne 25 m à Kierma et 35 m à Mogtédo, l’hypothèse est faite d’un puit dont la profondeur n’atteint pas la roche fissurée. Ainsi, pour les estimations, le puits considéré a un diamètre de 2 m et une profondeur de 15 m. en effet, la plupart des puits de grand diamètre sont généralement construits dans les zones de socle en tenant compte cette configuration (Barker & Herbert, 1989; Gowing et al., 2020).
Dans ce cas, la formule Darcy modifiée par Schoeller (1956) est utilisée pour estimer le débit pouvant être extrait en régime permanent du puits :
2 2 (H′ + r⁄ ) − (h′ + r⁄ ) Q = πΚ 2 2 (VII-9) R log ( ) r
Avec
Q : débit du puits (m3/jour) ; K : conductivité hydraulique (m/jour) ; h' : hauteur de l'eau dans le puits lors du pompage (m) ; H' : hauteur de l'eau dans le puits avant le pompage (m) ; r : rayon du puits (m) ; R : rayon d’influence, limite de la zone d'appel du puits (m).
Tableau VII-5. Paramètres pris pour l’estimation des débits (Gowing et al., 2020)
Paramètre Valeur (m) H' 10 r 1 R 100 h' 8
Le Tableau VII-6 présente les débits moyens des puits pour les conductivités hydrauliques correspondantes. Ces débits potentiels varient entre 0.5 et 120 m3/jour à Kierma et entre 0 et 10 m3/jour à Mogtédo. Ainsi, les nappes d’eau superficielles de Kierma sont plus facilement exploitables que celles de Mogtédo. Les besoins en eau journaliers des cultures (Annexe 10Annexe 11) comparés à ces débits montrent qu'un puits avec un débit médian peut être utilisé pour irriguer 1000 m2 à Kierma et 15 m2 à Mogtédo.
Ces débits correspondent à ceux estimés par (Koussoubé, 1996) dans le village de Bidi au nord du Burkina Faso (moins de 1 m3/h) pour les puits creusés à la main et utilisés à des fins
Page | 151 domestiques. L'exploitation des nappes d’eau souterraines au voisinage des retenues d’eau de Kierma et de Mogtédo est donc possible et pourrait sauver certaines cultures en cas de leur assèchement précoce.
Tableau VII-6. Estimation des débits du puits, des besoins en eau des cultures et de la surface irrigable
Paramètres Minimum Q1 Médiane Q3 Moyenne Maximum K (m/jour) 0.01 0.02 0.1 0.2 0.2 2 Q (m³/jour) 0.6 1 6 12 12 120 Kierma Besoins en eau des cultures 54 (m³/ha/jour) Surface irrigable (m2/jour) 100 200 1000 2200 2200 22300 K (m/jour) 1×10−4 9×10−4 1×10−3 3×10−3 0.01 0.2 Q (m³/jour) 0 0.1 0.1 0.2 1 10 Mogtédo Besoins en eau des cultures 56 (m³/ha/jour) Surface irrigable (m2/jour) 0 15 15 25 120 1800 Q1 : premier quartile et Q3 : troisième quartile
VII.5. Conclusion partielle au Chapitre VII.
Les retenues d’eau d’irrigation sont en interaction avec les nappes d’eau souterraines avoisinantes et contribue à leur recharge. L’estimation de cette recharge n’est pas aisée dans les milieux semi-arides. Cette étude a donc proposé une méthodologie simple et peu couteuse basée sur les bilans en eau à l’échelle de la retenue pour la quantification de la recharge locale des nappes d’eau superficielles au voisinage des retenues d’eau d’irrigation. Cette méthode peut être reproduite pour toutes les retenues d’eau d'irrigation situées dans des zones semi-arides pour une estimation plus raisonnable de la recharge locale et leur prise en compte dans l’évaluation de la recharge globale dans ces régions.
Cette approche appliquée aux retenues d’eau de Kierma et Mogtédo au Burkina Faso a permis de montrer la contribution des retenues dans la recharge des nappes d’eau souterraine. La recharge locale est estimée en moyenne à 1350 ± 540 mm/an à Kierma et à 1080 ± 540 mm/an à Mogtédo, pour des recharges naturelles estimées en moyenne à 82 mm/an m à Kierma et à 48 mm/an à Mogtédo. Cependant, les volumes infiltrés estimés constituent des volumes maximums mobilisables mais pas ceux qui peuvent être facilement exploités en raison de la nature des aquifères peu profonds et du drainage possible par les aquifères des fractures sous-jacentes.
Les débits d’exploitation des nappes d’eau superficielles estimés à partir des conductivités
Page | 152 hydrauliques sont compris entre 0.5 et 120 m3/jour à Kierma et entre 0 et 10 m3/jour à Mogtédo. Ils peuvent permettre l’irrigation d’une parcelle de cultures de surface comprise entre 100 et 22 300 m2/jour à Kierma et entre 0 et 1800 m2/jour à Mogtédo. Les débits plus importants à Kierma qu’à Mogtédo s'expliquent par la différence des conditions géologiques dans ces bassins versants. Ainsi, les aquifères superficiels à proximité des retenues d’eau situées sur le substrat granitique ont un potentiel plus important que ceux situés sur le substrat de la ceinture volcano- sédimentaire (schistes et basaltes).
Ces résultats obtenus de cette étude pourraient être vérifiés à partir de la modélisation intégrée eau de surface- eau souterraine à l’échelle du bassin versant pilote de Kierma qui permettra de calculer la recharge naturelle et local
Page | 153 Modélisation des interactions entre les eaux de surface et souterraines dans le bassin de Kierma
VIII.1. Introduction
Les études antérieures réalisées dans le bassins du Nakambé, auquel appartient le bassin de Kierma, ont porté sur l’impact du changement climatique sur les précipitations, les écoulements d’eau de surface (Albergel et al., 1986; Karambiri et al., 2011; Mahe et al., 2012; Roudier, 2012) ; Diello et al., 2005; Ibrahim, 2012; Mahe et al., 2019). Elles ont concernées également la recharge (Ouandaogo et al., 2013; Yaméogo, 1988), la qualité des eaux souterraines et de surface (Smedley, 2002; Somé et al., 2008) et la contribution des eaux souterraines à la variabilité des écoulements de surface (Mahe, 2009). Toutefois, il n'existe actuellement aucune étude dans le bassin du Nakambé qui examine explicitement la dynamique de l'interaction entre les eaux souterraines et les eaux de surface d'une manière totalement intégrée.
Dans un contexte où les besoins en eau des populations sont de plus en plus croissants et pressants et, de mise en œuvre d’une politique de gestion durable et intégrée des ressources en eau dans les bassins hydrographiques, une compréhension plus complète des processus hydrologiques dans ces bassins est primordiale (Ala-aho et al., 2015). Il est surtout important de caractériser les interactions entre les eaux de surface et souterraines (Boubacar et al., 2020) qui demeure très complexe en général, et particulièrement difficile dans les bassins versants semi-arides où peu de données précises sont disponibles.
La littérature fournit un large éventail de méthodes de terrain et de modélisation pour l’étude des flux à différentes échelles (Barthel and Banzhaf, 2016; Brunner et al., 2017; Fleckenstein et al., 2010; Zhao et al., 2018). Ces études ont mis l'accent sur les interactions entre les eaux souterraines et les rivières, tandis que les interactions avec les retenues d’eau et autres masses d'eau stagnantes sont sous-représentées (Barthel & Banzhaf, 2016). Néanmoins les modèles hydrologiques physiquement basés et intégrant les processus d'écoulements en surface et souterrains constituent un outil prometteur pour l’étude des interractions entre les eaux non coulantes (retenues d’eau,
154
lacs) et les eaux souterraines. L'un de leurs principaux avantages est la possibilité d'utiliser diverses observations de terrain tant pour la construction des modèles que pour l'évaluation de leurs performances (Ala-aho et al., 2017). Leurs équations physiquement basées et leurs paramétrages distribués dans l'espace créent un cadre cohérent non seulement pour imiter le comportement observé des bassins versants, mais aussi pour formuler et tester des hypothèses de comportement hydrologique potentiel au-delà des mesures existantes (Chen et al., 2020; Davison et al., 2018; Goderniaux, 2010).
L’objectif de cette étude est de développer un modèle couplé eau de surface – eau souterraine avec le code HydroGeoSphere, visant à intégrer l’ensemble des données et observations collectées dans le cadre de la thèse pour reproduire le comportement et la dynamique du système retenue d’eau – nappe au sein du bassin versant de Kierma.
VIII.2. Modèle hydrologique HydroGeoSphere (HGS)
HydroGeoSphere (HGS) est un simulateur hydrologique entièrement intégré qui couple une solution tridimensionnelle (3D) d'écoulement souterrain à saturation variable à une solution bidimensionnelle (2D) d'écoulement d'eau de surface (Erler et al., 2019). HGS permet le calcul de la recharge et l’évapotranspiration intégrés à la simulation des écoulements des eaux souterraines et de surface, les échanges de flux entre les cours et retenues d’eau et les eaux souterraines.
En pratique, HGS utilise l'approche des éléments/différences finis avec volumes de contrôle pour résoudre simultanément l'équation de Richards qui décrit un écoulement souterrain à saturation variable en 3D et l’équation des écoulements d’eau de surface moyennées sur la hauteur de lame d’eau en 2D qui est l'approximation de l’équation de diffusions d’ondes de Saint Venant (Aquanty, 2015) (Équation (VIII-1).
휕휓 휕푆 푆 푆 + 휃 푤 = ∇ ∙ (퐊 ∙ k ∇ (휓 + 푧)) + 훤 + Q (VIII-1) 푤 푠 휕푡 푆 휕푡 r 푒푥
Où kr est la perméabilité relative du milieu [-] selon la formule de van Genuchten (1980) de la rétention en eau dans le sol ; elle est peut être calculée dans HGS à partir de la saturation en eau 155
-1 Sw[-] ou de la pression 휓 [퐿]. K est la conductivité hydraulique saturée [LT ] ; z [L] est l'altitude,
휃푠 est la teneur en eau de saturation [-] ;푆푠 est le coefficient d’emmagasinement spécifique du milieu poreux [L-1]. Q correspond au flux volumétrique par unité de volume représentant un apport 3 -3 -1 ou un prélèvement [L L T ] dans le milieu poreux, et 훤푒푥 est le flux volumétrique échangé entre les milieux [L3L-3T-1].
Le milieu surfacique 2D se superpose directement au milieu poreux. Pour ce milieu, HGS met en œuvre l'équation bidimensionnelle de Saint Venant pour un écoulement transitoire des eaux de surface peu profondes (Aquanty, 2015; J. Chen et al., 2020) sous la forme:
휕ϕ ℎ 휕 휕ℎ 휕 휕ℎ 표 표 = (푑 퐾 표) + (푑 퐾 표) + 푑 Γ + 푄 (VIII-2) 휕푡 휕푥 표 표푥 휕푥 휕푦 표 표푦 휕푦 표 표 푂
Où ϕ표est la porosité du milieu surfacique [-], ℎ표 = 푍푂 + 푑표 est l'altitude de l'eau de surface [L],
푑표 est la profondeur d’eau [L], 푍푂 est l’altitude du lit du cours d’eau ou de la retenue (surface topographique) [L], Γ표 est le flux volumétrique d’eau échangé entre la surface et le milieu poreux 3 -3 -1] -1 [L L T , 푄푂 est l’apport ou le prélèvement dans le milieu surfacique [LT ].
-1 Les conductances du milieu surfacique (sol) Kox et Koy [LT ] sont fonction de la friction de la surface dépendent des variables do et ho. Ils peuvent être déterminées par l'équation de Manning (Aquanty, 2015) :
2/3 2/3 푑표 1 푑표 1 퐾표푥 = 1⁄2 ; 퐾표푦 = 1⁄2 (VIII-3) 푛푥 [휕ℎ표⁄휕푆] 푛푦 [휕ℎ표⁄휕푆]
-1/3 Où 푛푥 et 푛푦 sont les coefficients de rugosité de Manning [L T], et S est la direction de la pente maximale [L].
156
VIII.2.1. Représentation mathématique du terme de couplage surface - souterrain
HGS met en œuvre deux méthodes de couplage surface-milieu poreux, l'approche du nœud commun et du nœud double (Aquanty, 2015). La méthode du nœud commun permet d’appliquer la même charge hydraulique à l'interface surface et milieu poreux. Cette méthode suppose l’existence d’une continuité hydraulique entre deux domaines (Therrien & Sudicky, 1996). Dans ce cas, il y a un équilibre instantané entre les domaines, il n'est pas nécessaire de calculer explicitement le terme d’échange de flux Γex. Cependant, Γex peut être calculé après la solution numérique des équations discrètes en tant qu'étape de post-traitement (Aquanty, 2015). La méthode du nœud double ne suppose pas la continuité hydraulique entre deux domaines mais utilise une relation de de type Darcy pour transférer l'eau d'un domaine à l'autre. Le flux de Darcy est calculé à partir de la différence de charge hydraulique entre les deux domaines et suppose qu'ils sont séparés par une (éventuellement) mince couche de matériau poreux à travers laquelle se produit l'échange d'eau (Aquanty, 2015).
Pour le modèle du bassin de Kierma, l’approche du nœud double a été adoptée pour le calcul des échanges d'eau entre la surface et le milieu poreux suivant l’équation ci-dessous :
ℎ − ℎ표 푑표Γ표 = 푘푟퐾푧 (VIII-4) 푙푐
-1 Où 퐾푧 est la conductivité hydraulique verticale saturée du milieu poreux [LT ], h est la charge hydraulique du milieu poreux [L] et 푙푐 est la longueur de couplage entre les domaines de surface et souterrain [L].
157
VIII.2.2. Recharge des eaux souterraines
La recharge des eaux souterraines est dérivée des échanges d’eau entre la surface et le milieu poreux (Erler et al., 2019) comme décrit dans les Équations (VIII-5 et (VIII-6. L'Équation (VIII-5) décrit la recharge des eaux souterraines pour un paysage terrestre où il n'y a pas d'eau de surface (retenues d’eau, mares ou lacs) :
푅 = Γ표 − (푆푠푒 + 푆푠푡) (VIII-5)
Où R est la recharge des eaux souterraines ; Γ표 correspond au flux d’eau échangé entre la surface et le milieu poreux ; 푆푠푒 est l’évaporation des eaux souterraines et 푆푠푡, la transpiration du milieu souterrain. En présence d’eaux de surface telles que des rivières ou des retenues d’eau, la recharge des eaux souterraines correspond aux flux d’eau échangé entre les milieux (équation 6).
푅 = Γ표 (VIII-6)
Étant donné que le flux d’eau échangé entre la surface et le milieu souterrain est calculé dans HGS après l’estimation de l’évaporation de eaux de surface, s’il n’y a pas d’évapotranspiration souterraine, le flux d’eau échangé correspond à la recharge au niveau des retenues d’eau et rivières (Boubacar et al., 2020).
VIII.2.3. Calcul de l'évapotranspiration dans HGS
L'évapotranspiration réelle (ETR) est calculée en utilisant une combinaison de la transpiration végétale 푇푃 et de l'évaporation du domaine superficiel et souterrain 퐸푆. La transpiration végétale -1 푇푃 [LT ] est estimée à l'aide du modèle de Kristensen et Jensen, (1975):
푇푃 = ƒ1(LAI) × ƒ2 (θ) × RDF (Lr) × (퐸푃 − 퐸푐푎푛) (VIII-7)
-1 Où Ep est l'évapotranspiration potentielle [LT ] et 퐸푐푎푛 est l’évaporation de l'eau stockée par interception par la canopée [LT-1] ; RDF (Lr) est la fonction de densité racinaire [-], Lr est la profondeur racinaire [L]. 158
Le terme de végétation ƒ1 (LAI) [-] est une fonction de l'indice foliaire (LAI) calculé comme suit :
ƒ1(LAI) = max{0, 푚𝑖푛[1, (퐶2 + 퐶1 × 퐿퐴퐼)]} (VIII-8)
La fonction ƒ1 relie le taux de transpiration de la plante de manière linéaire au LAI. Le terme de teneur en eau ƒ2 (θ) [-] est calculé comme suit :
0 푝표푢푟 0 ≤ 휃 ≤ 휃푡2 퐶3 휃푡1−휃 ƒ2 = {1 − [ ] 푝표푢푟 휃푡2 ≤ 휃 ≤ 휃푡1 (VIII-9) 휃푡1−휃푡2 1 푝표푢푟 휃푡1 ≤ 휃
Où C1 [-], C2 [-] et C3 [-] sont des paramètres appropriés ; et θt1 [-] et θt2 [-] sont des paramètres de saturation limitant la transpiration ; θ est la teneur en eau [-].
Lorsque la transpiration des plantes et l'évaporation de la canopée n'ont pas atteint l'évapotranspiration potentielle, une évaporation supplémentaire de l'eau des domaines de surface et de sub-surface se produit. Cette évaporation supplémentaire se produit en même temps que la transpiration due à l'énergie du rayonnement extraterrestre pénétrant la couverture végétale et l'évaporation de l'eau de la surface du sol et des couches souterraines du sol. Ce processus est modélisé comme suit :
∗ 퐸푠 = 훼 × (퐸푃 − 퐸푐푎푛) × [1 − ƒ2(LAI) ] × 퐸퐷퐹 (퐿푒) (VIII-10)
0 푝표푢푟 휃 ≤ 휃 푒2 ∗ 휃 − 휃푒2 훼 = 푝표푢푟 휃푒2 ≤ 휃 ≤ 휃푒1 (VIII-11) 휃푒1 − 휃푒2 { 1 푝표푢푟 휃 > 휃푒1
Où Le est la profondeur d'évaporation [L] ; EDF (Le) est fonction de distribution de l'évaporation ; ∗ 훼 est un facteur d'humidité [-] ; θe1 [-] et θe2 [-] sont les saturations limitant l’évaporation.
L'interception de l'eau par la canopée est simulée par le modèle du bac où les précipitations excédant le stockage d'interception et l'évapotranspiration atteignent la surface du sol. La capacité 159
푚푎푥 de stockage de l'interception (푆푖푛푡 )est la quantité maximale d'eau que la canopée peut intercepter. Elle est calculée comme suit :
푚푎푥 푆푖푛푡 = 퐶푖푛푡 × LAI (VIII-12)
Où 퐶푖푛푡 est le paramètre de stockage de la canopée [L].
VIII.3. Modèle conceptuel
La zone d'étude modélisée couvre le bassin versant de Kierma. Ce bassin hydrologique est supposé correspondre à son bassin hydrogéologique et définit les limites de la zone modélisée (Figure V-9). Une approche de milieu poreux équivalent (MPE) est considérée comme représentant la couche d'aquifère fissuré dans le modèle intégré. La raison principale pour l’application de l’hypothèse MPE est la complexité de la distribution des fractures (Boubacar et al., 2020) dans la zone d'étude. Les données requises pour la simulation des écoulements d’eau dans l'aquifère fracturé/fissuré (distribution verticale des fractures, espacements et ouvertures) ne sont pas disponibles, et même avec ces données, l'hétérogénéité spatiale est élevée et serait difficile à prendre en compte à l'échelle du bassin versant.
VIII.3.1. Données climatiques
Les données climatiques sur les précipitations (P) et l'évapotranspiration potentielle (ETP) de 1988 à 2018 ont été utilisées comme paramètres climatiques dans le modèle. Ces données ont été collectées à la station météorologique de Ouagadougou aéroport situé à 50 km du bassin de Kierma. Les séries chronologiques sur les précipitations de 2012 à 2015 de trois stations situées dans le bassin de Kierma ont été utilisées en complément. L’évapotranspiration a été calculée à partir des données climatiques journalières sur des précipitations, des températures maximales et minimales (Tmax, Tmin), de la vitesse du vent, de l'humidité relative et de la radiation solaire. L’évapotranspiration réelle (ET) a été déduite de ces calculs.
Les paramètres permettant de déterminer l’évapotranspiration et l’évaporation des eaux dans le
160
bassin à partir du modèle sont également synthétisés dans le Tableau VIII-1. Ces paramètres ont été ajustés pendant la calibration du modèle.
Tableau VIII-1. Paramètres requis pour l’estimation de l’Évapotranspiration
Paramètres Symbole Unité Indice de surface foliaire LAI - Profondeur racinaire Lr m Profondeur d'évaporation Le m Saturation limitant θe2 et θt2 - l'évaporation θe1 et θt1 - paramètres de C1 - transpiration C2 - C3 - Capacité de stockage du Cint m couvert végétal Stockage d'interception - initial
VIII.3.2. Occupation des terres et paramètres d’écoulement des eaux de surface
VIII.3.2.1. Occupation des terres
La carte élaborée par Guyon et al. (2016) regroupait les occupations de sols en 7 classes (Figure III-14a). Ces classes seront regroupées en 4 nouvelles classes reprises dans la Figure VIII-1. Ces classes d’occupation ont été réalisées sur base de la nature de l’occupation du sol. Ainsi les classes de végétation dense et claire ont été regroupées en une classe végétation, les sols nus et les habitations ont été également regroupés au regard de leur nature imperméable, etc. Les résultats de la cartographie indiquent que les champs agricoles couvrent 54 % du bassin versant, la végétation naturelle de la savane et de la steppe sahéliennes 45 %, les sols nus et habitations 0.5% et les plans d'eau couvrent le reste, soit 0.5 %.
161
Figure VIII-1. Classe d'occupation des terres du bassin de Kierma
VIII.3.2.2. Paramètres d'écoulement des eaux de surface
Les eaux de ruissellement au sein du bassin versant sont collectées par les rivières temporaires et acheminées vers les retenues d’eau où elles s’accumulent progressivement. Lorsque la retenue est remplie jusqu’à la hauteur du déversoir (2.58 m pour la retenue d’eau de Kierma), il y a déversement des eaux dans la rivière à l’aval. Les volumes d’eau déversés par la retenue d’eau de Kierma ont été mesurés de 2012 à 2015 par le projet d’appui au développement de l’Agriculture irriguée (PADI) et serviront à calibrer les écoulements d’eau au niveau du déversoir. Les paramètres qui contrôlent les écoulements d’eau de surface sont synthétisés dans le Tableau VIII-2. L’eau des retenues est également prélevée à l’aide de motopompes mais ce pompage ne sera pas pris en compte dans le modèle car difficile il est déjà pris en compte dans l’évolution des niveaux d’eau des retenues.
162
Tableau VIII-2. Paramètres d’écoulement des eaux de surface.
Paramètres Symbole Unité Coefficient de rugosité de n et n m-1/3 s Manning xx yy Hauteur de stockage d'eau dans les ruisseaux et Hsto m dépressions Longueur de couplage Lc m
VIII.3.3. Modèle géologique et paramètres d’écoulement des eaux souterraines
Le modèle géologique 3D a été élaboré à partir de la carte géologique et des logs de forages recensés dans le bassin. Les résultats ont été décrits dans le Chapitre IV. Le modèle est composé de deux aquifères comportant 3 unités géologiques en relation hydraulique :
À partir de la surface, on retrouve d’abord les sols d’une épaisseur de 3 m en dessous desquels se localise un aquifère superficiel dans la couche d’altérites (saprolites) et d’alluvions. Le toit de cet aquifère constitue la surface topographique et sa base correspond au toit de la couche fissurée sous-jacente. Il a une épaisseur moyenne d’environ 20 m. En dessous, il y’a l’aquifère profond de fissures. Son sommet est la base de l’aquifère des altérites sus jacente et sa base constitue le toit du socle sain. Il a une épaisseur moyenne d’environ 22 m.
Pour paramétrer les conductivités hydrauliques des unités géologiques définies dans le modèle, une revue bibliographique a été menée sur des contextes similaires. Le résultat de cet inventaire est synthétisé dans les Tableau VIII-3. Ces données bibliographiques ont été complétées par des données issues des travaux menés sur le terrain dans le cadre de cette thèse.
163
Tableau VIII-3 Synthèse bibliographiques des conductivités hydrauliques des différentes unités géologiques
Contexte Conductivité hydraulique géologique et méthode (m/s) Couche Références situation d'estimation min Moyenne Max géographique Sols sableux - 1.0×10-5 1.0×10-4 1.0×10-3 Koussoubé Sols Sols argileux - 1×10-9 5×10-7 1×10-6 (1996) Essais de Compaoré et al. Granite, Burkina 7.0×10-8 1.0×10-6 1.0×10-5 pompage (1997) Revue 3.33×10 Granite, Burkina 7.9×10-7 4.0×10-6 Soro (2017) bibliographique -6 Granite, Royaume Essais de Houston and 6.0×10-7 3.0×10-6 4×10-5 Uni pompage Lewis (1988) Altérites 3.0 ×10- Dewandel et al. Granite, Inde Mesures de flux 7.0 ×10-7 4.0×10-6 7 (2006) Revue Lachassagne et Cas général 1×10-6 bibliographique al. (2011) Roches cristallines, Essais de 2.0 ×10-7 4.0×10-6 4.0×10-5 Wright (1992) Afrique pompage Roches cristallines, Essais de (Yaméogo, 4.5×10-7 4.0×10-6 1.6×10-4 Burkina pompage 1988) Roches cristallines, Essais de Ouedraogo 2.2×10-6 1.0×10-4 2.3×10-4 Côte d’Ivoire pompage (2019) Revue Granite, Burkina 7.9×10-7 4.0×10-6 3.3×10-6 Soro (2017) bibliographique Granite, Royaume Essais de Houston and 3.5×10-6 Uni pompage Lewis (1988) Essais de Rushton and Granite, Inde 4.0×10-6 5.5×10-5 6.0×10-5 pompage Weller (1985) granite Roches cristallines, Revue Chilton and fissuré 5.0×10-7 5.5×10-7 5.0×10-6 Afrique bibliographique Foster (1995)
Essais de Taylor and Granite, Ouganda 3.0×10-7 2.0×10-6 4.0×10-5 pompage Howard (2000) Essais de Maréchal et al. Granite, Inde 1.0×10-6 2.0×10-5 5.0×10-3 pompage (2004) Dewandel et al. Granite, Inde Mesures de flux 5.0×10-6 2.0×10-5 9.0×10-5 (2006) Essais de Chandra et al. Granite, Inde 9.0×10-7 5.5×10-6 1.0×10-5 pompage (2008)
164
Tableau VIII-4 Paramètres hydrodynamiques requis dans le modèle
Paramètre Symbole Unité
Conductivité hydraulique saturée K m/s
Emmagasinement spécifique Ss 1/m
Teneur en eau saturée θs -
Saturation résiduelle en eau Swr -
αvG 1/m Paramètres de van Genuchten βvG - ƴvG -
Les échanges d’eau entre les nappes d’eau souterraines et les eaux de surface se font principalement au niveau des retenues et cours d’eau. Il y’a également des infiltrations directes des eaux des pluies à travers tout le bassin.
Les prélèvements d’eau s’opèrent via les forages hydrauliques dans la nappe des fissures (Figure V-8). Ils sont estimés en général 6m³/jour/forage. Les propriétés des forages sont consignées dans le Tableau VIII-5.
Tableau VIII-5. Propriétés des forages
Paramètre Valeur Unité Sources Rayon 0.1 m DGRE Rayon de tubage 0.3 m
Conductivité de couplage 3.5×10-5 m/s
Longueur de couplage 0.1 m
L’analyse de la carte piézométrique (Figure V-9) permet de faire raisonnablement l’hypothèse que les limites Ouest, Sud et Est correspondent aux lignes de partage des eaux de surface et donc qu'il 165
n'y a pas de transferts d'eau à travers ces limites, que ce soit pour l'écoulement de surface ou l'écoulement souterrain. Par contre, des écoulements d’eau souterraine et de surface ont lieu à travers la limite nord, vers le bassin aval. Le déversoir de la retenue d’eau de Kierma constitue l’exutoire du bassin hydrologique et hydrogéologique.
VIII.4. Conditions aux limites
Les conditions de Neumann (flux nul) sont assignées aux frontières Ouest, Sud, Est et inférieure du modèle souterrain. Pour l'écoulement de surface, des conditions limites de Neumann (flux nul) sont prescrites le long des limites du bassin hydrographique. Des conditions de « profondeur critique » sont prescrites aux nœuds correspondant au déversoir du barrage (exutoire du bassin versant de Kierma) pour permettre aux eaux de surface de s’écouler hors du modèle. Cette condition force le niveau de l'eau au droit du déversoir à être égale au niveau du cours d’eau aval pour lequel l'énergie d’écoulement est minimale (Aquanty, 2015).
Les précipitations et l’évapotranspiration potentielle ont été appliquées à la surface du bassin comme paramètres de forçage climatique. Les prélèvements réalisés (≈6m³/jour) à travers les puits traditionnels et d’hydraulique villageoise ont été imposés aux nœuds où ils se localisent comme des débits nodaux.
VIII.5. Discrétisation
La surface du modèle a été discrétisée par maillage en éléments finis 2D (Figure VIII-2) avec une résolution allant de 400 m en moyenne à 5 m (raffinement) dans les zones d'écoulement de surface (retenues et rivières). L'altitude des nœuds de surface est définie à l'aide du modèle numérique de terrain (MNT) du bassin ayant une résolution de 30 × 30 m. Le MNT a été corrigé de manière hydrologique avec le module arc hydro de ArcGIS (Dilley et al., 2005; François, 2015; Maidment & Morehouse, 2002) pour forcer les écoulements d’eau de l’amont vers la retenue d’eau de Kierma. Le modèle de surface compte 3392 nœuds et 6 664 éléments.
La discrétisation du milieu poreux est composée d'éléments en forme de prisme triangulaire qui
166
sont chacun définis par 6 nœuds. Les formations souterraines sont discrétisées en 7 couches d'éléments finis avec un total de 27 136 nœuds, et 46 648 éléments (Figure VIII-2). La discrétisation verticale est plus fine près de la surface du sol afin de représenter plus précisément les interactions entre les écoulements de surface et le milieu poreux, en particulier dans la zone non saturée. Les trois premières couches sont donc utilisées pour représenter les premiers mètres sous le sol, chaque couche ayant une épaisseur de 1 m. La distribution verticale de plusieurs nœuds dans les premiers mètres sous la surface du sol permet également de faire varier la profondeur de l'évaporation et des racines, ainsi que la répartition verticale des taux d’évaporation en fonction l’occupation des sols.
Figure VIII-2. Modèle géologique 3D et discrétisation spatiale de la zone d'étude
167
VIII.6. Calibration du modèle
VIII.6.1. Procédures de calibration
La calibration du modèle se fait suivant une procédure en trois étapes décrite à la Figure VIII-3.
Figure VIII-3. Étapes de la calibration
Pour la calibration en régime permanent (1ère étape), les données de forçage climatiques utilisées sont la pluie moyenne journalière et l’évapotranspiration réelle (ET) des 30 dernières années (1988 à 2018). L’ET a été utilisée à la place de l’ETP (normalement comme paramètre climatique dans HGS) pour éviter que le modèle ne se vide de son eau. En effet, dans les zones arides et semi- arides, la moyenne annuelle de l’ETP est toujours supérieure à celle des pluies. Ceci entraine
168
souvent une vidange du modèle lors des simulations empêchant le modèle de converger. L’utilisation de l’ET permet donc de résoudre ce problème et d’avoir un modèle de référence qui servira de conditions initiales pour les simulations en régime semi-permanent. La moyenne pluviométrique journalière utilisée est de 2.3 mm et 1.8 mm pour l’ET.
La deuxième étape de la calibration du modèle est intermédiaire entre les simulations en régime permanent et les simulations transitoires, appelée « équilibre dynamique » (Boubacar et al., 2020). Elle consiste à forcer le modèle avec des précipitations et ETP moyenne journalières mensuelles en utilisant les résultats en régime permanent comme conditions initiales. Pour ce faire, les données climatiques à long terme (1988-2018) utilisées pour forcer le modèle sont agrégées en une année synthétique de douze mois, représentant le cycle saisonnier moyen. Ces données de forçage sont appliquées de manière répétée au modèle jusqu'à ce que l'équilibre dynamique soit atteint. L'équilibre dynamique est considéré comme atteint lorsqu'aucune variation significative des hydrogrammes de crues et des eaux souterraines n'est observée d'une année à l'autre (Boubacar et al., 2020). Cette approche a l'avantage de faire passer le modèle d'un état théoriquement stable à des conditions transitoires plus naturelles.
Elle est particulièrement importante pour les conditions climatiques sèches, où les précipitations intermittentes de la mousson dirigent le cycle hydrologique et permettent d'introduire des conditions initiales raisonnables dans les simulations quotidiennes des phénomènes transitoires. L'équilibre dynamique est considéré ici comme un état transitoire beaucoup plus proche de l'équilibre naturel (Erler et al., 2019). Les données climatiques utilisées sont présentées dans le Tableau VIII-6. Le calage du modèle a été réalisé avec des données de déversement sur l’année synthétique.
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Tableau VIII-6. Données climatiques utilisées pour la simulation en équilibre dynamique
Moyenne journalière Moyenne journalière Mois mensuelle de l’ETP mensuelle de la pluie (mm) (mm) Janvier 5.2 0.0 Février 5.3 0.0 Mars 6.3 0.0 Avril 6.5 0.6 Mai 6.6 1.0 Juin 5.7 4.0 Juillet 5.2 7.0 Août 4.9 9.0 Septembre 4.8 5.0 Octobre 5.2 0.9 Novembre 4.6 0.0 Décembre 5.1 0.0
L'état du modèle à la fin de l'équilibre dynamique est alors utilisé comme condition initiale pour les simulations quotidiennes en régime transitoire.
La simulation en régime transitoire est réalisée pour la période 2012 à 2019. La calibration manuelle a été utilisée par essais et erreurs jusqu'à ce qu'une correspondance satisfaisante soit obtenue entre les niveaux piézométriques simulées et observées et les débits d’eau à l’exutoire du barrage. Les données de forçage climatique utilisées sont les données journalières de la période de simulation.
Les puits à grand diamètres recensés et les micropiézomètres sont considérés comme des puits d’observation pour la comparaison des hauteurs piézométriques simulées et mesurées sur le terrain. Ces ouvrages captent la nappe des altérites. Le modèle a alors été calibré en fonction des niveaux piézométriques observés entre 2017 et 2019 et des débits de déversement d’eau du barrage estimés entre 2012 et 2015. Les débits de déversement à l’exutoire du barrage de 2012 à 2015 ont été utilisés pour calibrer le modèle.
170
VIII.6.2. Résultats de la calibration
VIII.6.2.1. Résultats de la calibration en régime permanent
Les niveaux piézométriques calibrés en régime permanent peuvent être comparés aux niveaux piézométriques mesurés au niveau de 30 puits d'observation (puits à grand diamètre et micropiézomètres) situés dans le bassin. Il est à noter que les niveaux piézométriques dans l’aquifère des granitoïdes n’ont pas été comparés à ceux simulées du fait de l’indisponibilité de mesures fiables réalisées dans les forages captant cet aquifère. Les niveaux piézométriques simulés se rapprochent raisonnablement de ceux observés avec un coefficient de corrélation R2 de 0.97 calculé à partir de la droite de régression (Figure VIII-4a). En général, les niveaux piézométriques mesurés dans les micropiézomètres (nappe alluviale) sont relativement mieux calibrés que ceux mesurés dans les puits à grand diamètre situés plus à l’amont de la retenue d’eau. L’analyse statistique des résultats de la calibration indique que les résidus (niveau piézométrique observé - niveau piézométrique observé) (Figure VIII-4b) sont situés entre -9 m (Puits de Kondkoikin) et +3 m (Puits de Kamsando). La moyenne de la valeur absolue des résidus est 1.4 m pour un niveau piézométrique compris entre 280 et 325 m. La racine carrée de l’erreur quadratique moyenne (RMS) est de 2.3 m fortement influencée par les puits de Kondkoikin, Yorgo 2 et de Fourgo 2. Le R2 est de 0.99 et le RMS de 1.2 lorsqu’ils sont calculés sans ces deux puits. Ceci est dû au fait que ces puits sont encore exploités et les mesures des niveaux d’eau ont été faits probablement après pompage.
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Figure VIII-4. Hauteurs piézométriques simulées VS observées (a) et Résiduelles Vs observées
La Figure VIII-5 illustre les saturations du sous-sol en régime permanent. Elle présente logiquement une saturation partielle pour la couche superficielle (20%) à totale pour les aquifères profonds (100%). Les cours d’eau et retenues présentent également des saturations plus importantes en surface du fait que les eaux s’y écoulent et s’y séjournent en saison des pluies et durant une partie de la saison sèche.
Le volume journalier des eaux transitant par le déversoir du barrage calculé par le modèle en régime permanent est de 58000 m3/jour. Cette valeur est un peu supérieur à la moyenne journalière des déversements d’eau soit, 40000 m3/jour pour les mois où le barrage déverse réellement.
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Figure VIII-5. Saturation du sous-sol calculée en régime permanent
Les résultats de la calibration en régime permanent ont alors été utilisés pour la calibration du modèle à l’équilibre dynamique.
VIII.6.2.2. Résultats de la calibration en équilibre dynamique
La simulation à l’équilibre dynamique vise à reproduire le cycle saisonnier simulé des hauteurs piézométriques et des écoulements de surface. Les Figure VIII-6a et b présentent l’évolution de la piézométrie simulée et observée dans deux micropiézomètres (PZRG5 et PZRD2) situés près de la retenue d’eau de Kierma. Les niveaux piézométriques simulés suivent l’évolution temporelle des niveaux piézométriques moyens calculés pour le cycle saisonnier avec quelques écarts (±1.2 m). Cependant les chroniques piézométriques simulées présentent des amplitudes plus faibles que les 173
moyennes mensuelles des niveaux piézométriques mesurés dans le bassin.
Par contre, le modèle reproduit assez bien le volume d’eau déversé saisonnièrement par l’exutoire du barrage de Kierma (Figure VIII-7).
Figure VIII-6. Hauteur piézométrique du cycle saisonnier au PZRG5 (a) et PZRD2 (b)
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Figure VIII-7. Déversement d'eau du barrage de Kierma à l'équilibre dynamique
VIII.6.2.3. Résultats de la calibration en régime transitoire
Les simulations en régime transitoire montrent, pour les micropiézomètres disposant de mesures mensuelles des niveaux piézométriques de 2017 à 2019, un accord acceptable entre les niveaux piézométriques observés et simulés (Figure VIII-8a et b). Ces micropiézomètres interceptent la nappe alluviale. Par ailleurs, aucune chronique piézométrique n’existe pour la couche des altérites et des granitoïdes. Comme pour les résultats des simulations en équilibre dynamique (Section VIII.6.2.2), les chroniques piézométriques simulées présentent des amplitudes plus faibles que celles observées.
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Figure VIII-8. Comparaison des niveaux piézométriques simulées en régime transitoire et observées des micropiézomètres PZRG5 (a) et PZRD2 (b)
Les volumes journaliers, transitant par le déversoir du barrage de Kierma, simulés en régime transitoire des eaux sont relativement bien reproduits par le modèle (Figure VIII-9 a, b et c). La Figure VIII-11 représente les cumuls mensuels des volumes d’eau déversés simulés en fonction de ceux observés entre 2012 et 2014 avec un coefficient de régression R2 de 0.95. Ceci confirme d’avantage l’efficacité du modèle à reproduire les débits transitant par le déversoir au cours du temps. Les volumes journaliers déversés simulés atteignent un pic en saison des pluies au mois d’août et septembre et décroissent fortement en saison sèche conformément aux volumes d’eau mesurés à l’exutoire. Les volumes mesurés couvraient la période 2012-2014, de ce fait, les volumes d’eau déversés simulés de 2015 - 2019 n’ont pas été bien calibrés et n’ont pas pu être comparés aux données observées (Figure VIII-10). Mais ils reproduisent les variations saisonnières des volumes d’eau déversés, le calage est donc satisfaisant et les informations couvrant cette période de simulation sont exploitables.
176
177
Figure VIII-9. Comparaison des volumes d’eau journaliers transitant par le déversoir de Kierma simulés et observés en 2012 (a), 2013 (b) et 2014 (c). Le trait discontinu en vert matérialise le volume maximum déversé observé pour l’année considérée.
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Figure VIII-10. Volumes d’eau transitant par le déversoir du barrage de Kierma simulés en régime transitoire.
Figure VIII-11. Volumes d’eau déversés mensuellement simulés VS volumes d’eau déversés mensuellement observés
VIII.6.2.4. Estimation des paramètres
VIII.6.2.4.1. Paramètres d’évaporation et d’écoulement des eaux de surface
Les paramètres d’évapotranspiration et écoulement des eaux de surface calibrés sont présentés dans le Tableau VIII-7 en fonction de l’occupation des sols. L’indice foliaire des champs agricoles évolue significativement d’une saison à l’autre. Les LAI calibrés varient entre 0.01 pour les plans à 1.8 pour les savanes arbustives (végétation). Ces valeurs corroborent avec les celles de la synthèse de Asner et al., (2003) pour différentes occupations des terres. Les profondeurs racinaires calibrées varient en moyenne de 0.1 pour la végétation en bordure des plans d’eau (végétation herbacée) à 0.8 m pour les champs agricoles et 2.5 m pour la savane. Ces valeurs se rapprochent des estimation de (Ibrahim et al., 2014) pour quelques types de plantes en Afrique de l’Ouest. Les coefficients de rugosité de Manning ont été calibrés à 0.6 m-1/3s pour les zones très résistantes aux écoulements de 179
surface (végétation) à 0.05 pour les zones favorables (sols nus). Ces coefficients sont en adéquation avec les coefficients indicatifs de (McCuen, 1998). Les longueurs de couplages ont été calibrées pour favoriser une bonne infiltration et limiter le ruissellement en accord avec les mesures de terrain. Les longueurs de couplage ont été également ajustées en fonction des types d’occupation des sols pour obtenir des infiltrations reflétant la réalité.
Tableau VIII-7. Paramètres d'évapotranspiration et d’écoulement des eaux de surface
Plan d'eau Champs Sols nus et Paramètres Symbole Végétation Unité Kierma agricoles habitations Indice de surface LAI 0.01 1.0 0.5 0.1 - foliaire maximal Profondeur racinaire Lr 0.1 2.5 0.8 0.1 m moyenne Coefficient de n et n 0.07 0.59 0.17 0.05 m-1/3 s friction de Manning xx yy Hauteur de stockage d'eau dans les Hsto 2.6 5 × 10-5 5 × 10-5 5 × 10-5 m ruisseaux et dépressions Longueur de Lc 0.0001 0.01 0.01 0.1 m couplage
VIII.6.3. Conductivités hydrauliques et paramètres de Van Genuchten
Le Tableau VIII-8 présente les valeurs calibrées de conductivités hydrauliques (K), de la saturation résiduelle en eau et des paramètres de van Genuchten pour les différents matériaux constitutifs du milieu poreux. Pour l'aquifère des granitoïdes la calibration a abouti à une conductivité hydraulique de 1.7 × 10-5 m/s. Cette valeur correspond bien à la valeur moyenne des conductivités hydraulique obtenues lors des essais de pompages (≈ 4 × 10-5m/s) dans le bassin de Kierma et à celle estimée par Dewandel et al. (2006), Maréchal et al. (2004), Rushton and Weller (1985) et Uhl Jr and Sharma (1978) pour des aquifères de fissure en zone de socle (≈ 1.5 – 5 × 10- 5 m/s). Les conductivités hydrauliques calibrées pour les altérites et de la couche de sol se rapprochent de celles obtenues à partir des slug tests (≈ 2.4 × 10-6m/s) et de celles estimées par Compaoré et al. (1997), Dewandel et al. (2006) et Wright (1992) pour des altérites en zone de socle (1 – 4 × 10-6 m/s). La conductivité hydraulique des aquifères des granitoïdes (aquifères de fissures) 180
calibrée est supérieure à celle des altérites qui sont très souvent argilo-sableux ou sablo-argileux. Les paramètres de Van Genuchten calibrés ont surtout permis d’obtenir des valeurs de saturations réalistes (Figure VIII-5).
Tableau VIII-8.Conductivités hydrauliques et paramètres de Van Genuchten résultant de la calibration.
Paramètre Symbole Sols Altérites Granitoïdes Unité Conductivité hydraulique K 1 × 10-6 1.2 × 10-6 1.7 × 10-5 m/s saturée Saturation résiduelle en Swr 0.023 0.04 0.08 - eau Paramètres de αvG 0. 5 0. 8 0.09 - van Genuchten βvG 1. 93 1. 3 1. 113 -
VIII.7. Examen des interactions eaux de surface-eaux souterraines à l’aide du modèle
VIII.7.1. Analyse spatiale des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines
Le modèle hydrologique couplé a été exécuté en régime transitoire et avec un pas de temps journalier sur une période allant de 2012 à 2019. Cette simulation permet entre autres choses de déterminer le sens et l’ampleur des échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines. Ces résultats ont été synthétisés mensuellement et présentés à la Figure VIII-12. Les valeurs positives (rouge) indiquent une exfiltration des eaux souterraines vers la surface, tandis que les valeurs négatives (bleu) indiquent une infiltration des eaux de surface vers les eaux souterraines. La Figure VIII-12 montre que, sur l’ensemble du bassin versant, la recharge naturelle intervient principalement aux mois de juillet, août et septembre. Les infiltrations peuvent atteindre 8 mm/jour. Les échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines sont également mis en évidence. En
181
saison sèche (février-avril), ils se caractérisent par une exfiltration des eaux souterraines vers les cours et retenues d’eau mais cette décharge des eaux souterraines est instantanément soumise à une forte évaporation. Elle n’alimente donc pas les cours d’eau et les retenues d’eau car, en dehors de la retenue d’eau de Kierma, les eaux de surface et plans d’eau sont déjà asséchés à cette période de l’année. Cette exfiltration représenterait plutôt une « évaporation des eaux souterraines » localisé dans les fonds de vallées et dépressions où elles affleurent. À partir des premières pluies (mai-juin), les échanges sont caractérisés tantôt par des infiltrations et tantôt par des exfiltrations (soumises à l’évaporation) le long des cours et retenues d’eau. Les infiltrations sont faibles à cette période (< 2mm/jour) et sont reprises par une évaporation (Figure VIII-12). En période de saison des pluies (juillet – septembre), les échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines sont principalement caractérisées par une recharge locale qui peut atteindre 6 mm/jour. Cette recharge corrobore avec celle estimée par la méthode du bilan hydrique par la méthode du bilan hydrique à l’échelle de la retenue d’eau de Kierma (2 -7 mm/jour) (Chapitre VII). La recharge locale intervient aussi pendant une bonne partie de la saison sèche (octobre - janvier) au niveau des retenues d’eau (1-4 mm/jour) quand celles-ci ne se sont pas asséchées. L’importance de cette recharge est fonction des niveaux d’eau des retenues d’eau comme démontré par Massuel et al. (2014) qui a établi une relation entre les niveaux d’eau des retenues et cette recharge locale. Une exfiltration des eaux souterraines se produit localement et ponctuellement en saison de pluie mais reste globalement faibles (≤ 2 mm/jour) par rapport à la recharge locale. Elle se produit quand les nappes d’eau souterraine superficielles se rechargent instantanément après une forte pluie. Ces interactions ont également été mises en évidence dans le bassin de Kierma avec l’infiltration comme phénomène dominant (dans le Chapitre V). Ces résultats de modélisation sont en accord avec cette étude.
182
Figure VIII-12. Représentation spatiale 2D des flux échangés entre les eaux de surface et les eaux souterraines. Les valeurs positives représentent l’exfiltration et les valeurs négatives l’infiltration
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VIII.8. Analyse temporelle des échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines
Des séries chronologiques (2012-2019) des interactions eaux de surface - eaux souterraines des retenues (Kierma, Sabraogo et Zamsé) et cours d’eau ont été extraites localement du modèle (Figure VIII-13a, b, c et d) pour la caractérisation temporelle des échanges de flux.
L’analyse des variations temporelles montre que les échanges entre la retenue d’eau de Kierma et les eaux souterraines (Figure VIII-13a) sont dominés par l’exfiltration des eaux souterraines vers la retenue pendant la saison sèche (janvier –juin) et par une recharge locale de la nappe en saison de pluies (Juillet – septembre) et pendant une partie de la saison sèche (octobre- décembre). L’exfiltration augmente avec les premières pluies (Mai-juin) et peut atteindre 4 mm/jour. Elle est en grande partie reprise par l’évaporation qui reste importante en cette période (5mm/jour). La recharge locale peut atteindre 6 mm/jour au mois de août avec une moyenne 3 mm/jour sur 7 ans (2012-2018). Cette valeur de recharge est en adéquation avec les estimations de recharge par la méthode du bilan hydrique (5 ±2 mm /jour) au niveau de la retenue de Kierma (Chapitre VII) et de Fowe et al.(2015) (0.1 et 5 mm/jour) pour la retenue d’eau du bassin de Boura, similaire d’un point de vue géologique et climatique à celui de Kierma.
Les cours d’eau sont temporaires et ne sont actifs qu’en saison de pluies, les interactions entre les cours d’eau et les nappes eaux souterraines (Figure VIII-13d) sont donc inexistantes en saison sèche. En saison de pluies, la recharge locale et les exfiltrations sont quasi équilibrées. Il y a également des interactions entre les autres retenues localisées dans le bassin et les nappes d’eau souterraine mais le modèle n’étant pas assez robuste à ces points, l’évaluation des échanges d’eau n’ont pas été réalisée (Figure VIII-13b et c).
L’importance des interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines dans le bassin versant de Kierma dépend donc de la position hydrogéomorphologique des cours d’eau et retenues. Les interactions retenues - nappes d’eau souterraine sont majoritairement dominées par la recharge locale comme l’a aussi montré Boubacar et al., (2020) au niveau de deux retenues dans le bassin du Niger par la modélisation avec HGS.
184
Figure VIII-13. Flux échangés entre les retenues (a, b, c) et cours (d) d'eau et les nappes d’eau souterraines dans le bassin de Kierma
VIII.9. Estimation de la recharge globale et locale
VIII.9.1. Bilan hydrique global du bassin versant et de la recharge naturelle
Les termes du bilan hydrique moyen annuel du bassin versant sont présentés dans le Tableau VIII-9. Les termes du bilan sont extraits du fichier « bilan hydrique » de HGS. Les valeurs exprimées en m³/jour ont été agrégées en m³/an (Annexe 12) afin d’analyser la qualité de simulation à travers les bilans volumétriques annuels. L’erreur en pourcentage est très élevée pour le bilan de l’année 2013 du fait de la faible pluviométrie. Il ne sera donc pas pris en compte
185
dans l’établissement du bilan hydrique moyen du bassin. Pour les besoins de cette étude, les volumes ont été divisés par la surface totale du bassin versant (100 km²) et converties en mm afin d’obtenir des valeurs comparables aux résultats d’autres études.
La recharge globale des eaux souterraines est considérée comme la quantité d’eau accumulée dans le milieu poreux et estimée en moyenne à 144 mm/an soit 18% des précipitations dans le bassin (Tableau VIII-9). Ces valeurs se trouvent dans la gamme estimée par la méthode du bilan hydrique à l’échelle du bassin de Kierma (0 - 202 mm/an) (Chapitre VII). Les taux de recharge sont également en accord avec ceux estimés par Cuthbert et al. (2019) dans la zone de Ouagadougou par la méthode des fluctuations piézométriques (100-350 mm/an).
Tableau VIII-9. Recharge globale, l'ETR, Evaporation et exfiltration
Recharge Exfiltration Evaporation Pluie (mm) ETR (mm) (mm) (mm) (mm)
2012 808.4 611.3 186.6 7.7 32.3 % Pluie 100 75.6 23.1 1.0 4.0 2014 789.5 661.3 124.0 8.7 31.3 % Pluie 100 83.8 15.7 1.1 4.0 2015 773.7 675.5 91.3 9.0 30.5 % Pluie 100 87.3 11.8 1.2 3.9 2016 866.0 683.2 171.0 9.4 32.5 % Pluie 100 78.9 19.7 1.1 3.8 2017 820.7 670.2 137.0 9.7 32.8 % Pluie 100 81.7 16.7 1.2 4.0 2018 872.3 671.2 154.3 10.5 33.4 % Pluie 100 76.9 17.7 1.2 3.8 Moyenne 821.8 662.1 144.0 9.2 32.1 % Pluie 100 80.6 17.5 1.1 3.9
VIII.9.2. Évaluation de la recharge locale à l’échelle de la retenue d’eau de Kierma
Le modèle a permis d’évaluer qualitativement et quantitativement les échanges d’eau au niveau de la retenue d’eau de Kierma de façon journalière. Les valeurs de recharge locale sont des valeurs ponctuelles extraites à travers les nœuds de la retenue d’eau. La recharge moyenne annuelle est évaluée en moyenne à 504 mm/an pour la retenue d’eau de Kierma. Cette valeur est susceptible de varier d’un nœud à un autre mais peut être considérée comme une valeur 186
indicative de la recharge locale dans la zone.
Conclusion partielle au Chapitre VIII.
Le modèle numérique du fonctionnement hydrodynamique du système surface - nappe d’eau souterraine du bassin de Kierma a été construit avec l’ensemble des connaissances acquises sur le bassin et des travaux antérieurs. Une approche de milieu poreux équivalent a été adoptée pour représenter le système aquifère bicouche. Le modèle hydrologique intégré réalisé avec HGS a été calibré de façon satisfaisante en utilisant une méthodologie en trois étapes allant du régime permanent au régime transitoire journalier en passant par une simulation en mode « équilibre dynamique ».
Les résultats obtenus montrent que le modèle reproduit assez bien les écoulements saisonniers d’eau de surface en particulier les volumes d’eau déversés au niveau du déversoir du barrage de Kierma. Ils montrent également que les variations piézométriques simulées sont en accord avec celles mesurées sur le terrain au niveau des micropiézomètres. Par ailleurs, le modèle a permis d’évaluer qualitativement et quantitativement les interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines. La recharge locale est le phénomène dominant de ces interactions au niveau des retenues d’eau et peut atteindre 8 mm/jour en période de hautes eaux. Une recharge naturelle des eaux souterraines intervient également en saison de pluies. La recharge moyenne des eaux souterraines calculée sur 7 ans dans le bassin est de 144 mm/an représentant 18 % des précipitations moyennes annuelles (794 mm). L'évapotranspiration réelle est estimée en moyenne à 662 mm/an soit 81% des précipitations moyennes annuelles et représente ainsi le terme le plus important du bilan hydrologique du bassin. Néanmoins, il ressort que les nappes d’eau souterraines du bassin de Kierma sont des ressources renouvelables qui peuvent donc être exploitées pour le développement socio-économique des villages situées dans le bassin.
Le modèle pourrait être amélioré avec une prise en compte des hétérogénéités des propriétés hydrodynamiques des sols et couches géologiques. Une intégration de scénarios de pompage des eaux de la nappe alluviale et des retenues d’eau de Kierma ainsi que des scenarios sur les changements climatiques pourrait rendre le modèle plus réaliste.
187
Conclusion générale et recommandations
VIII.10. Synthèse des principaux résultats
L’objectif principal de ces travaux de thèse était d’améliorer les connaissances sur le potentiel d’exploitation à des fins d’irrigation des nappes d’eau souterraine au voisinage des retenues d’eau d’irrigation, en se basant sur les exemples des retenues de Kierma et de Mogtédo au Burkina Faso. Il s’agissait de caractériser la géométrie et de la structure des systèmes aquifères, de déterminer leurs paramètres hydrodynamiques mais aussi d’étudier les interactions entre ces eaux souterraines et les retenues d’eau d’irrigation, leur fonctionnement, leur recharge et leur exploitabilité.
Les investigations qui ont porté sur la caractérisation géométrique et structurelle des aquifères par télédétection, méthodes géophysiques et analyse des logs de forages, révèlent un aquifère de type bicouche dans les deux bassins : un premier aquifère au sein de la couche altérites et un second plus profond au sein du socle cristallin fracturé. Ceci concorde bien avec le modèle conceptuel des systèmes aquifères adopté dans les zones de socle. L’analyse de l’épaisseur de la couche des altérites et alluvions montre que celle-ci est plus importante au voisinage des retenues d’eau qu’en amont sur les versants. Elle indique également que l’épaisseur d’altération est plus importante en terrain schisteux qu’en terrain granitique. Par ailleurs, la télédétection a mis en évidence la présence de nombreux linéaments hydrogéologiques dans les bassins versants avec une densité assez faible au voisinage des retenues d’eau, impliquant un faible drainage des nappes des altérites-alluvions par celles des aquifères profonds. Les propriétés hydrodynamiques de ces différents aquifères ont été déterminées à l’aide de l’interprétation de slug tests et des résultats d’essais de pompage réalisés lors des campagnes de forages d’hydraulique villageoise. Pour les matériaux constitutifs du manteau d’altération, les conductivités hydrauliques estimées sont comprise entre 1.2 × 10-7 et 2.3 × 10-5 m/s à Kierma et entre 1.2 × 10-9 et 2.3 × 10-6 m/s à Mogtédo. Ces valeurs de conductivités hydrauliques sont le reflet de différences dans des matériaux sablo-argileux de Kierma et des matériaux argilo- sableux de Mogtédo, eux-mêmes le reflet de différences dans l’altération du substrat rocheux caractéristique des deux retenues (plutôt granitique à Kierma et schisteux à Mogtédo). Pour les nappes de fissures, les conductivités hydraulique sont comprises entre 4.3 × 10-7 et 2 × 10-4 m/s
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à Kierma et entre 1.3 × 10-6 et 4.1 × 10-5 m/s à Mogtédo. Ce sont des conductivités hydrauliques d’aquifères de fissures/fractures qui s’inscrivent dans la gamme des valeurs généralement obtenues sur les formations cristallines en Afrique, de l’ordre de 10-6 à 10-4 m/s. Ces propriétés hydrodynamiques déterminent le fonctionnement des nappes et leur exploitabilité.
L’analyse des données collectées dans les bassins de Kierma et de Mogtédo montrent que les écoulements souterrains régionaux se font des versants vers les retenues d’eau. Plus localement, l’analyse des chroniques et cartes piézométriques ont mis en évidence les interactions entre les retenues d’eau et les nappes d’eau souterraine. Le phénomène dominant de ces échanges est l’infiltration des eaux des retenues vers les nappes. Tous ces résultats montrent également que les nappes des altérites et des aquifères de fissures sont bien connectées.
Sur base de ce modèle conceptuel, la recharge des nappes d’eau souterraine a été estimée pour les bassins de Kierma et de Mogtédo. À l’échelle des bassins versants, la recharge naturelle a été estimée en moyenne à 82 mm/an à Kierma et à 48 mm/an à Mogtédo. L’estimation de la recharge locale au voisinage des retenues d’eau d’irrigation n’est pas aisée en contexte semi- aride et cela a constitué un des défis majeurs de ce travail. Pour y parvenir, une méthode basée sur les bilans en eau à l’échelle de la retenue a été adaptée. Appliquée aux retenues d’eau de Kierma et Mogtédo, la méthode développée a permis d’estimer une recharge locale moyenne des nappes superficielles de 1350±540 mm/an à Kierma et à 1080±540 mm/an à Mogtédo. Ces résultats indiquent que les nappes superficielles sont localement rechargées de manière significative et donc qu’elles présentent un potentiel non négligeable d’exploitation pour l’irrigation, pour peu que cette eau puisse être mobilisée par puits traditionnel ou par puisard peu profond. Les débits d’exploitation par ouvrage de prélèvement ont donc été estimés à partir de solutions analytiques, sur base d’un puits de 2 m de diamètre, 15 m de profondeur et avec une hauteur saturée en eau de 10 m ainsi que des gammes de conductivités hydrauliques mesurées sur le terrain. Les débits sont compris entre 0.5 et 120 m3/jour à Kierma et entre 0 et 10 m3/jour à Mogtédo. Ces valeurs indiquent qu’un puits (voire un puisard) devrait permettre l’irrigation d’une parcelle de cultures de surface comprise entre 100 et 22 300 m2/jour à Kierma et entre 0 et 1800 m2/jour à Mogtédo. Les débits plus importants à Kierma qu’à Mogtédo s'expliquent à nouveau par des différences de contextes géologiques entre ces deux bassins versants. Sur base de l’ensemble des connaissances acquises et de données antérieurement acquises dans 189
le bassin de Kierma, un modèle numérique du fonctionnement hydrodynamique du système eau de surface - nappe d’eau souterraine a ensuite été développé à l’aide du code de calcul HydroGeoSphere. Les résultats obtenus montrent que le modèle reproduit bien les écoulements saisonniers d’eau de surface, en particulier les volumes d’eau transitant par le déversoir du barrage. Ils montrent également que les variations piézométriques simulées sont en assez bien en accord avec celles observées sur le terrain. Le modèle a permis de confirmer qualitativement et quantitativement les interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines. La recharge naturelle des eaux souterraines calculée sur 7 ans dans le bassin de Kierma est en moyenne de 144 mm/an. La recharge locale estimée en moyenne à 504 mm/an. Ces valeurs sont légèrement différentes de celles calculées à partir de la méthode du bilan hydrique. Néanmoins, le modèle a permis de mieux comprendre la dynamique des écoulements à l’échelle du bassin versant.
VIII.11. Contribution de l’étude à la connaissance et à la gestion des nappes d’eau souterraine dans un contexte d’irrigation
Les résultats de ce travail constituent des éléments d’aide à la décision pour l’actualisation et la mise en œuvre du Schéma d’Aménagement et de Gestion de l’Eau (SDAGE) du bassin du Nakambé notamment la prise en compte de la recharge locale induite par les retenues d’eau. Ils apportent surtout des pistes de solutions appropriées aux problèmes liés aux ressources en eau pour l’agriculture irriguée dans un environnement particulièrement affecté par le changement climatique et dans le respect d’une gestion intégrée des ressources en eau.
En premier lieu, les travaux qui ont été menés reposent sur des méthodes simples et peu onéreuses pour la caractérisation des échanges entre les retenues d’eau et les nappes d’eau superficielles et l’évaluation de la recharge locale. Contrairement aux approches développées jusqu'à présent, ces méthodes intègrent l'identification de la recharge à l'aide de méthodes hydrochimiques et hydrodynamiques, puis la quantifient de manière raisonnable à l'aide de mesures relativement simples mises en œuvre sur le terrain. De manière générale, l’approche qui a été suivie peut être reproduite pour d’autres retenues d’eau d'irrigation situées dans des zones semi-arides et en zone de socle pour une estimation de la recharge locale et sa prise en compte dans l’évaluation de la recharge globale dans ces régions.
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Les résultats des investigations de terrain ont permis de construire avec HydroGeoSphere le premier modèle hydrologique intégré d’un bassin versant au Burkina Faso. La complexité d’un tel modèle et ses besoins en matière de mesures et données d’entrée ne permettent sans doute pas d’envisager de répliquer un tel travail de modélisation sur toutes les retenues d’eau dans la perspective d’avoir un outil quantitatif de gestion – prévision pour l’exploitation de ces retenues. Ce modèle a toutefois permis de combler des lacunes de la recherche et les simplifications excessives associées aux modèles hydrologiques utilisées pour la simulation des écoulements des eaux souterraines. Les approches méthodologiques utilisées ont donné de nouveaux résultats dans la modélisation hydrologique, les interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines en zone de socle fracturé.
VIII.12. Limites du travail
Malgré les résultats acquis au cours de cette recherche de doctorat, l’étude comporte quelques limites :
la détermination du ruissellement pour l’évaluation de la recharge naturelle s’est basée sur des coefficients de ruissellement extraits de la littérature vu que les cours d’eau des bassins ne sont pas jaugés. Ceci peut entraîner des biais importants sur les valeurs de recharge estimées. l’estimation de l’évaporation des surfaces miroirs des retenues d’eau s’est faite à partir d’un coefficient de bac estimé pour des retenues d’eau similaires et extrait de la littérature. De même, l’estimation des volumes prélevés pour l’irrigation dans les retenues d’eau a été assez approximative. Ceci a engendré des incertitudes sur les valeurs de recharge locale calculées. l’estimation des débits de pompage se base seulement sur celle des conductivités hydrauliques à partir des slug tests. Une meilleure étude de l’exploitabilité des nappes d’eau superficielles aurait pu être réalisée via la réalisation de puits à grand diamètre sur les différents sites suivi d’essais de pompage afin de déterminer des débits de pompage plus réalistes. Le modèle hydrologique intégré réalisé n’a pas pris en compte toutes l’hétérogénéité des propriétés hydrodynamiques des sols et couches géologiques. De plus, le modèle
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numérique de terrain utilisé pour la mise en place du modèle géologique 3D a une résolution de 30m. Ceci n’a pas permis d’avoir des résultats précis.
VIII.13. Perspectives
Au terme de ces travaux, plusieurs actions peuvent être entreprises afin d’appréhender davantage les contextes de Kierma et de Mogtédo et le comportement hydrodynamique des nappes d’eau souterraine. Pour cela, plusieurs pistes peuvent être avancées.
Au niveau des sites étudiés à Kierma et Mogtédo, de nombreux travaux complémentaires pourraient encore être menés, notamment pour pallier aux limites actuelles du travail qui ont été énoncées ci-dessus. Au-delà de cela, une meilleure compréhension et quantification du fonctionnement hydrodynamique du système nappe des alluvions-altérites et nappes de fissures passerait probablement par des investigations complémentaires basées sur l’utilisation des isotopes conservatifs de la molécule d’eau. Ceci permettrait en effet de mieux comprendre les relations hydrauliques qui lient les différents réservoirs, les processus évaporatoires (surface et en souterrain) et les temps de séjour des eaux dans ces différents aquifères superficiels afin de mieux planifier la période de leur exploitation.
Le temps a été trop limité pour le faire, et ceci rentre donc dans le domaine des perspectives, mais le modèle HydroGeoSphere aurait également pu servir à tester des scénarii d’exploitation des eaux souterraines en complément au eaux de surface via l’implantation de puits de pompage dans ce modèle, la définition des scénarii d’exploitation et la réalisation des simulations correspondantes en vue de mieux cerner la réponse du système hydrologique étudié. Ceci demanderait toutefois d’améliorer le modèle réalisé avec HydroGeoSphere en y intégrant une représentation plus précise des hétérogénéités locales des altérites, à partir des résultats de la géophysique et des essais hydrauliques réalisés sur les micropiézomètres.
Au-delà de ces perspectives « locales », on peut également dégager au moins une piste majeure pour une généralisation des acquis de la thèse à plus large échelle. En effet, les résultats contrastés à Kierma et à Mogtédo indiquent que le contexte géologique a une influence déterminante sur l’interaction retenue – nappe, tant dans l’ampleur de la recharge locale attendue que dans les perspectives d’exploiter ensuite les eaux infiltrées.
192
Partant de ce constat, une cartographie pourrait être envisagée visant à identifier une série de retenues d’eau en zone de socle du Burkina Faso où la potentialité d’utiliser les nappes d’eau superficielles pour un complément d’irrigation pourrait être envisagé. Cette carte pourrait être réalisée en croisant une cartographie des retenues, de leurs bassins versants avec leur contexte climatique et géologique.
193
Références bibliographiques
AAVV. (1974). Etudes hydrogéologiques et exécution de sondages de reconnaissance - Rapport général de présentation. Présidence Du Conseil de Gouvernement (Haute Volta) - Haut Commisariat Au Plan - Autorité Des Aménagements Des Vallées Des Volta, volume I.
Abarca, M. A. A. (2006). Lineament Extraction from Digital Terrain Models: Case Study San Antonio del Sur Area, South-Eastern, Cuba. XI Congreso Geologico Chileno, 7 Al 11 de Agosto, Antofagasta-II Region-Chile, 2(March), 80p.
Abbott, M. B., Bathurst, J. C., Cunge, J. A., O’Connell, P. E., & Rasmussen, J. (1986). An introduction to the European Hydrological System-Systeme Hydrologique Europeen ‘SHE’, 2 : Structure of a physically based, distributed modelling system. Journal of Hydrology, 87, 61–77. https://doi.org/10.1016/0022-1694(86)90115-0
Abdou Babaye, M. S. (2012). Evaluation des ressources en eau souterraine dans le bassin du Dargol (Liptako-Niger). Thèse de doctorat, Université de Liège. Faculté des Sciences Appliquées, Liège (Belgique), 265p.
Abdou Babaye, M. S., Orban, P., Ousmane, B., Favreau, G., Brouyère, S., & Dassargues, A. (2019). Characterization of recharge mechanisms in a Precambrian basement aquifer in semi-arid south-west Niger. Hydrogeology Journal, 27(2), 475–491. https://doi.org/10.1007/s10040-018-1799-x
Abraham, M., & Mohan, S. (2019). Effectiveness of check dam and percolation pond with percolation wells for artificial groundwater recharge using groundwater models. Water Science and Technology: Water Supply, 19(7), 2107–2115. https://doi.org/10.2166/ws.2019.091
Acheampong, D., Balana, B. B., Nimoh, F., & Abaidoo, R. C. (2018). Asssesing the effectiveness and impact of agricultural water management interventions: the case of small reservoirs in northern Ghana. Agricultural Water Management, 209 (October 2017), 163– 170. https://doi.org/10.1016/j.agwat.2018.07.009
194
Acheampong, E. N., Ozor, N., Technology, A., Studies, P., & Sekyi-annan, E. (2014). Development of small dams and their impact on livelihoods: Cases from northern Ghana. African Journal of Agricultural Research, 9(24), 1867–1877. https://doi.org/10.5897/AJAR2014.8610
Actu-Environnement.com. (2004). Les grands barrages : plus d’inconvénients que d’avantages? https://www.actu-environnement.com/ae/news/504.php4#:~:text=La Commission Mondiale sur les,l’historique de la zone, consulté le 10/08/2020
Adam, J. N., Al-hassan, S., & Akolgo, D. A. (2016). Small Scale Irrigation and Rural Poverty Reduction in the Upper East Region of Ghana. African Journal of Science and Research, 5(2), 38–42.
Adiri, Z., El Harti, A., Jellouli, A., Lhissou, R., Maacha, L., Azmi, M., Zouhair, M., & Bachaoui, E. M. (2017). Comparison of Landsat-8, ASTER and Sentinel 1 satellite remote sensing data in automatic lineaments extraction: A case study of Sidi Flah-Bouskour inlier, Moroccan Anti Atlas. Advances in Space Research, 60(11), 2355–2367. https://doi.org/10.1016/j.asr.2017.09.006
Ahoussi, K. E., Youan, T. M., Loko, S., Adja, M. G., Lasm, T., & Jourda, P. (2012). Étude hydrogéochimique des eaux des aquifères de fractures du socle Paléo- protérozoïque du Nord-Est de la Côte d ’ Ivoire : Cas de la région de Bondoukou Résumé. Afrique SCIENCE, 08(3), 51–68.
Ala-aho, P., Rossi, P. M., Isokangas, E., & Kløve, B. (2015). Fully integrated surface- subsurface flow modelling of groundwater-lake interaction in an esker aquifer: Model verification with stable isotopes and airborne thermal imaging. Journal of Hydrology, 522, 391–406. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.12.054
Ala-aho, P., Soulsby, C., Wang, H., & Tetzlaff, D. (2017). Integrated surface-subsurface model to investigate the role of groundwater in headwater catchment runoff generation: A minimalist approach to parameterisation. Journal of Hydrology, 547, 664–677. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2017.02.023
195
Alaghmand, S., Beecham, S., & Hassanli, A. (2014). Impacts of Vegetation Cover on Surface- Groundwater Flows and Solute Interactions in a Semi-Arid Saline Floodplain: A Case Study of the Lower Murray River, Australia. Environmental Processes, 1(1), 59–71. https://doi.org/10.1007/s40710-014-0003-0
Alataway, A., & El Alfy, M. (2019). Rainwater harvesting and artificial groundwater recharge in arid areas: Case study in Wadi Al-Alb, Saudi Arabia. Journal of Water Resources Planning and Management, 145(1), 1–13. https://doi.org/10.1061/(ASCE)WR.1943- 5452.0001009
Alderwish, A. M. (2010). Induced recharge at new dam sites-Sana’a Basin, Yemen. Arabian Journal of Geosciences, 3(3), 283–293. https://doi.org/10.1007/s12517-009-0075-8
Ali, A., Lebel, T., & Amani, A. (2008). Signification et usage de l’indice pluviométrique au Sahel. Science et Changements Planétaires/Sécheresse, 19(4), 227–235. https://doi.org/10.1684/sec.2008.0148
Ali, S., Ghosh, N. C., & Singh, R. (2008). Evaluating best evaporation estimate model for water surface evaporation in semi-arid region, India. Hydrological Processes, 22(8), 1093–1106. https://doi.org/10.1002/hyp.6664
Allen, R. G., Pereira, L. S., Smith, M., & Raes, D. (1998). Crop evapotranspiration guidelines for computing crop water requirements - FAO Irrigation and drainage paper 56. In Food and Agriculture Organization of the United Nations (FAO ).
Allen, R. G., Pereira, L. S., Smith, M., Raes, D., & Wright, J. L. (2005). FAO-56 Dual Crop Coefficient Method for Estimating Evaporation from Soil and Application Extensions. Journal of Irrigation and Drainage Engineering, 131(1), 2–13. https://doi.org/10.1061/(ASCE)0733-9437(2005)131:1(2)
Alley, W. M., Reilly, T. E., & Franke, O. L. (1999). Sustainability of Ground-Water Resources, U.S. Geological Survey Circular 1186. U.S. Geological Survey Circular 1186, 79p.
Alshayef, M., Mohammed, A., Javed, A., & Albaroot, M. (2017). Manual and Automatic Extraction of Lineaments From Multispectral Image in Part of Al-Rawdah, Shabwah, 196
Yemen by Using Remote Sensing and GIS Technology. International Journal of New Technology and Research (IJNTR), 3(2), 67–73.
Althoff, D., Rodrigues, L. N., & Silva, D. D. da. (2019). Evaluating evaporation methods for estimating small reservoir water surface evaporation in the Brazilian savannah. Water (Switzerland), 11(9), 1942. https://doi.org/10.3390/w11091942
Aquanty. (2015). HydroGeoSphere user manual. Aquanty Inc., Release 1, 226p. http://repositorio.unan.edu.ni/2986/1/5624.pdf
Arnoux, M. D. J. (2017). Interactions lac-eaux souterraines et sensibilité aux changements climatiques et environnementaux. Thèse de doctorat, Université du Québec à Montréal, 232p.
Asner, G. P., Scurlock, J. M. O., & Hicke, J. a. (2003). Global synthesis of leaf area index observations : Global Ecology & Biogeography, 12(2003), 191–205. https://doi.org/10.1046/j.1466-822X.2003.00026.x
Assouline, S., Narkis, K., & Or, D. (2011). Evaporation suppression from water reservoirs: Efficiency considerations of partial covers. Water Resources Research, 47(7), 1–8. https://doi.org/10.1029/2010WR009889
Ayalew, T. B., Krajewski, W. F., Mantilla, R., Wright, D. B., & Small, S. J. (2017). Effect of spatially distributed small dams on flood frequency: Insights from the soap creek watershed. Journal of Hydrologic Engineering, 22(7), 1–11. https://doi.org/10.1061/(ASCE)HE.1943-5584.0001513
Ayantunde, A. A., Cofie, O., & Barron, J. (2018). Multiple uses of small reservoirs in crop- livestock agro-ecosystems of Volta basin: Implications for livestock management. Agricultural Water Management, 204(April), 81–90. https://doi.org/10.1016/j.agwat.2018.04.010
Ayantunde, A. A., Karambiri, M., Yameogo, V., & Cofie, O. O. (2016). Multiple uses of small reservoirs in crop-livestock agro-ecosystems of the Volta River Basin with an emphasis on livestock management. IWMI Working Papers (Vol. 171, Issue September 2017). 197
https://doi.org/10.5337/2016.215
Bambara, A., Orban, P., Ouedraogo, I., Hallot, E., Guyon, F., Zangré, A., & Brouyère, S. (2020). Quantifying Focused Groundwater Recharge Induced by Irrigation Surface Water Reservoirs in Crystalline Basement Areas for Complementary Irrigation. Water, 12(10), 2880. https://doi.org/10.3390/w12102880
Banque Mondiale. (2019). La Banque mondiale au Burkina Faso. Banque Mondiale -BIRD IDA. https://www.banquemondiale.org/fr/country/burkinafaso/overview, consulté le 02/03/2020
Barbier, B., Ouedraogo, H., Dembélé, Y., Yacouba, H., Barry, B., & Jamin, J. (2011). L’agriculture irriguée dans le Sahel ouest-africain. Cahiers Agricultures, 20(1–2), 24–33. https://doi.org/10.1109/TKDE.2013.38
Barbier, B., Yacouba, H., Maïga, A. H., Mahé, G., & Paturel, J.-E. (2009). Le retour des grands investissements hydrauliques en Afrique de l’Ouest : les perspectives et les enjeux. Géocarrefour, 84(1–2), 31–41. https://doi.org/10.4000/geocarrefour.7205
Barker, J. A., & Herbert, R. (1989). Nomograms for the analysis of recovery tests on large- diameter wells. Quarterly Journal of Engineering Geology, 22(2), 151–158. https://doi.org/10.1144/GSL.QJEG.1989.022.02.07
Barthel, R., & Banzhaf, S. (2016). Groundwater and Surface Water Interaction at the Regional- scale – A Review with Focus on Regional Integrated Models. Water Resources Management, 30(1), 1–32. https://doi.org/10.1007/s11269-015-1163-z
Baskaran, S., Ransley, T., Brodie, R. S., & Baker, P. (2009). Investigating groundwater-river interactions using environmental tracers. Australian Journal of Earth Sciences, 56(1), 13– 19. https://doi.org/10.1080/08120090802541887
Battle-Aguilar, J. (2008). Groundwater flow and contaminant transport in an alluvial aquifer : in-situ investigation and modelling of a brownfield with strong groundwater – surface water interactions. PhD Thesis, Liège University (Belgium), 243p.
198
Baxter, R. M., & Glaude, P. (1980). Les effets des barrages et des retenues d’eau sur l’environnement au Canada - expérience et perspectives d’avenir. Ministère Des Pêches et Des Océans, 44p.
Bazin, F., Skinner, J., & Koundouno, J. (2011). Partager l’eau et ses bénéfices: les leçons de six grands barrages en Afrique de l’Ouest. Institut International pour l’Environnement et le Développement, Londres, Royaume-Uni, 124p.
Bear, J. (1972). Dynamics of fluids in porous media. Elsevier, New York, 1–783.
Bekchanov, M., Lamers, J. P. A., Bhaduri, A., Lenzen, M., & Tischbein, B. (2016). Input-output model-based water footprint indicators to support iwrm in the irrigated drylands of Uzbekistan, central Asia. Integrated Water Resources Management: Concept, Research and Implementation, 147–168. https://doi.org/10.1007/978-3-319-25071-7_7
BEM. (2007). Rapport d’étude d’avant projet détaillé du barrage de Mogtédo. Bureau d'Etudes d'Ingénierie et de Maitrise d'œuvre, 18p.
Benson, S. M., White, A. F., Halfman, S., Flexser, S., & Alavi, M. (1991). Groundwater contamination at the Kesterson Reservoir, California: 1. Hydrogeologic setting and conservative solute transport. Water Resources Research, 27(6), 1071–1084. https://doi.org/10.1029/91WR00265
Berard, P. (1977a). Etude hydrogéologique en Volta blanche et rouge. Ministère du Plan du Développement Rural de l’Environnement et du Tourisme (Haute Volta) - Autorité des Aménagements des Vallées des Volta (AAVV), 44p.
Berard, P. (1977b). Etudes hydrogéologiques - Volume IX-Bloc de Mogtédo - Bomboré. Ministère du développement rural (Haute Volta) - Autorité des Aménagements des Vallées des Volta (AAVV), 17.
Berhane, G., Kebede, S., Gebreyohannes, T., Martens, K., Van Camp, M., & Walraevens, K. (2016). An integrated approach for detection and delineation of leakage path from Micro- Dam Reservoir (MDR): a case study from Arato MDR, Northern Ethiopia. Bulletin of Engineering Geology and the Environment, 75(1), 193–210. 199
https://doi.org/10.1007/s10064-015-0750-9
Bernard, J. (2003). Short note on the depth of investigation of electrical methods. IRIS Instrument, July. www. iris-instruments.com
Bessenasse, M., Paquier, A., & Moulla, A. S. (2012). A contribution to the numerical modelling of dam reservoir siltation cycles. International Water Technology Journal, 2(3), 236–249.
Biaou, A., Nadjibou, A., & Taibi, S. (2018). Méthodologie d’étude des digues anciennes en terre de latérites au Burkina Faso. Academic Journal of Civil Engineering, 36(1), 134–137. https://doi.org/10.26168/ajce.36.1.33
Bidjocka, J.-P. (1990). Etude hydrodynamique de la nappe de Bas-Fonds de Gourga (Bidi). Mémoire de fin d'étude Master, EIER -ETSHER, Ouagadougou, Burkina Faso, 40p.
Biemans, H., Haddeland, I., Kabat, P., Ludwig, F., Hutjes, R. W. A., Heinke, J., Von Bloh, W., & Gerten, D. (2011). Impact of reservoirs on river discharge and irrigation water supply during the 20th century. Water Resources Research, 47(3), 1–15. https://doi.org/10.1029/2009WR008929
Biswas, A. K., & Tortajada, C. (2001). Development and large dams: A global perspective. International Journal of Water Resources Development, 17(1), 9–21. https://doi.org/10.1080/07900620120025024
Biswas, Asit K. (2008). Integrated water resources management: Is it working? International Journal of Water Resources Development, 24(1), 5–22. https://doi.org/10.1080/07900620701871718
Biswas, H., Sena, D. R., Kumar, G., Lakaria, B. L., Raizada, A., Kumar, S., & Mishra, P. K. (2017). Effect of water storage structures on groundwater recharge in India. Groundwater for Sustainable Development, 4(August 2016), 49–56. https://doi.org/10.1016/j.gsd.2017.01.002
Blanc, E., & Strobl, E. (2014). Is small better? A comparison of the effect of large and small dams on cropland productivity in South Africa. World Bank Economic Review, 28(3), 200
545–576. https://doi.org/10.1093/wber/lht026
Blein, R., Goura, B., Benoît, S., Dupaigre, F., & Yérima, B. (2008). Les potentialités agricoles de l’Afrique de l’Ouest (CEDEAO). Fondation Pour l’agriculture et La Ruralité Dans Le Monde, 113 p.
Bocanegra, E., Quiroz Londoño, O. M., Martínez, D. E., & Romanelli, A. (2013). Quantification of the water balance and hydrogeological processes of groundwater-lake interactions in the Pampa Plain, Argentina. Environmental Earth Sciences, 68(8), 2347– 2357. https://doi.org/10.1007/s12665-012-1916-4
Boelee, E., Cecchi, P., & Koné, A. (2009). Health impacts of small reservoirs in Burkina Faso. IWMI Working Paper 136. https://doi.org/10.3910/2009.202
Boelee, E., Yohannes, M., Poda, J. N., McCartney, M., Cecchi, P., Kibret, S., Hagos, F., & Laamrani, H. (2013). Options for water storage and rainwater harvesting to improve health and resilience against climate change in Africa. Regional Environmental Change, 13(3), 509–519. https://doi.org/10.1007/s10113-012-0287-4
Boisson, A., Baïsset, M., Alazard, M., Perrin, J., Villesseche, D., Dewandel, B., Kloppmann, W., Chandra, S., Picot-Colbeaux, G., Sarah, S., Ahmed, S., & Maréchal, J. C. (2014). Comparison of surface and groundwater balance approaches in the evaluation of managed aquifer recharge structures: Case of a percolation tank in a crystalline aquifer in India. Journal of Hydrology, 519(PB), 1620–1633. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.09.022
Boisson, A., Guihéneuf, N., Perrin, J., Bour, O., Dewandel, B., Dausse, A., Viossanges, M., Ahmed, S., & Maréchal, J. C. (2015). Determining the vertical evolution of hydrodynamic parameters in weathered and fractured south Indian crystalline-rock aquifers: insights from a study on an instrumented site. Hydrogeology Journal, 23(4), 757–773. https://doi.org/10.1007/s10040-014-1226-x
Boisson, A., Villesseche, D., Baisset, M., Perrin, J., Viossanges, M., Kloppmann, W., Chandra, S., Dewandel, B., Picot-Colbeaux, G., Rangarajan, R., Maréchal, J. C., & Ahmed, S. (2015). Questioning the impact and sustainability of percolation tanks as aquifer recharge
201
structures in semi-arid crystalline context. Environmental Earth Sciences, 73(12), 7711– 7721. https://doi.org/10.1007/s12665-014-3229-2
Bonn, F., & Rochon, G. (1992). Précis de Télédétection: Principes et Méthodes. Presses de l’Université du Québec, AUPELF-UREF, 485p.
Boubacar, A. B. (2020). Integrated hydrological modelling of climate change impacts in semi- arid urban watershed of Niamey, Niger. PhD Thesis, University of Abomey-Calavi (Benin Republic), 154p.
Boubacar, A. B., Moussa, K., Yalo, N., Berg, S. J., Erler, A. R., Hwang, H. T., Khader, O., & Sudicky, E. A. (2020). Characterization of groundwater–surface water interactions using high resolution integrated 3D hydrological model in semiarid urban watershed of Niamey, Niger. Journal of African Earth Sciences, 162, 103739.
Bouteffeha, M., Dages, C., Bouhlila, R., & Molenat, J. (2015). A water balance approach for quantifying subsurface exchange fluxes and associated errors in hill reservoirs in semiarid regions. Hydrological Processes, 29(7), 1861–1872. https://doi.org/10.1002/hyp.10308
Boutoutaou, D., Mohamed Lakhdar, S., Daddi Bouhoun, M., Sofiane, S., & El Hadj Ould, M. D. (2012). Determination of Evaporation From Water Plans for Algerian Climate. Algerian Journal of Arid Environment, 2, 94–101. https://dspace.univ- ouargla.dz/jspui/bitstream/123456789/6560/1/E020210.pdf
Bouwer, H., & Rice, R. C. (1976). A slug test for determining hydraulic conductivity of unconfined aquifers with completely or partially penetrating wells. Water Ressources Research, 12(3), 423–428. https://doi.org/10.1029/WR012i003p00423
Briers, P., Orban, P., & Brouyère, S. (2016). Délivrable D3.4 : Caractérisation hydrochimique et campagne isotopique pour la discrimination des sources de pollution ponctuelles et diffuses du nitrate. Université de Liège.
Brodie, R. S., Sundaram, B., Tottenham, R., & Hostetler, S. (2007). An overview of tools for assessing groundwater-surface water connectivity. Bureau of Rural Sciences, January 2007, 131p. http://www.affashop.gov.au/product.asp?prodid=13674 202
Brogan, C. O. (2018). A Dam Conundrum : The Role of Impoundments in Stream Flow Alteration. Master thesis, Virginia Polytechnic Institute And State University, 50p.
Brouyère, S., Gesels, J., Goderniaux, P., Jamin, P., Robert, T., Thomas, L., Dassargues, A., Bastien, J., Van Wittenberge, F., Rorive, A., Dossin, F., Lacour, J.-L., & Le Madec, D. (2009). Caractérisation hydrogéologique et support à la mise en œuvre de la Directive Européenne 2000/60 sur les masses d’eau souterraine en Région Wallonne (Projet Synclin’EAU) : délivrable D.3.52 et D.4.52. http://hdl.handle.net/2268/91689
Brouyère, S., Orban, P., Briers, P., Degré, A., Sohier, C., Descy, J.-P., Viroux, L., Leporcq, B., Hallet, V., Schmit, F., & Rochez, G. (2017). Convention Région wallonne et HGE-ULg Caractérisation complémentaire des masses d’eau dont le bon état dépend d’interactions entre les eaux de surface et les eaux souterraines - Délivrable D1.8 Rapport final.
Bruins, H. J., Evenari, M., & Nessler, U. (1986). Rainwater-harvesting agriculture for food production in arid zones: the challenge of the African famine. Applied Geography, 6(1), 13–32.
Brunel, J. P., & Bouron, B. (1992). Evaporation des nappes d’eau libre en Afrique sahélienne et tropicale. CIEH, Orstom, 27–67.
Brunner, P., Simmons, C. T., Cook, P. G., & Therrien, R. (2010). Modeling surface water- groundwater interaction with MODFLOW: Some considerations. Ground Water, 48(2), 174–180. https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.2009.00644.x
Brunner, P., Therrien, R., Renard, P., Simmons, C. T., & Franssen, H. J. H. (2017). Advances in understanding river-groundwater interactions. Reviews of Geophysics, 55(3), 818–854. https://doi.org/10.1002/2017RG000556
Brutsaert, W. (2013). Evaporation into the atmosphere: theory, history and applications. Springer Science & Business Media (Vol. 1). Springer Science & Business Media.
BUMIGEB. (2018). Données hydrogéologiques des degrés carrés de Ouagadougou et de Pô. Bureau des Mines et de la Géologie du Burkina Faso.
203
Burkina Faso. (2016). Plan national de developpement économique et social (PNDES) 2016- 2020.
Camporese, M., Paniconi, C., Putti, M., & Orlandini, S. (2010). Surface-subsurface flow modeling with path-based runoff routing, boundary condition-based coupling, and assimilation of multisource observation data. Water Resources Research, 46(2), W02512. https://doi.org/10.1029/2008WR007536
Castaing, C., Billa, M., Milési, J. P., Thieblemont, D., Le Metour, J., Egal, F., & Donzeau, M. (2003). Notice explicative de la Carte géologique et minière du Burkina Faso à 1/1 000 000. Ministère des mines, des carrières et de l’énergie.
Cavazza, S., & Pagliara, S. (2000). Groundwater and Surface Water Interactions. EOLSS Encyclopedia of Life Support System 1, volume 1.
CDHAL. (2020). Impacts des barrages. Le Comité Pour Les Droits Humains En Amérique Latine (CDHAL). https://www.cdhal.org/ressources/impacts-barrages/, consulté le 10/08/2020.
Cecchi, P. (2006). Les Petits Barrages au Burkina Faso: un vecteur du changement social et de mutations des réalités rurales. Pre Forum Mondial de l’eau, 12p.
Cecchi, P. (2007). L’eau en partage. Les petits barrages de Côte d’Ivoire. IRD éditions
Cecchi, P., Forkuor, G., Cofie, O., Lalanne, F., Poussin, J.-C., & Jamin, J.-Y. (2020). Small reservoirs, landscape changes and water quality in sub-Saharan West Africa. Water, 12(7), p. 1967.
Cecchi, P., Meunier-Nikiema, A., Moiroux, N., & Sanou, B. (2009). Towards an Atlas of Lakes and Reservoirs in Burkina Faso. Small Reservoirs Toolkit, 1–23.
Çelik, R. (2018). Impact of Dams on Groundwater Static Water Level Changes: a Case Study Kralkızı and Dicle Dam Watershed. Uluslararası Muhendislik Arastirma ve Gelistirme Dergisi, 119–126. https://doi.org/10.29137/umagd.442483
204
Chabani, A., Mehl, C., Cojan, I., Alais, R., & Bruel, D. (2020). Semi-automated component identification of a complex fracture network using a mixture of von Mises distributions: Application to the Ardeche margin (South-East France). Computers and Geosciences, 137, 104435. https://doi.org/10.1016/j.cageo.2020.104435
Chabi, A. (2019). Assessment of Water Balance in the Ilauko Reservoir of the Ouémé at Savè Catchment (Benin, West Africa). Hydrology, 7(1), 15p. https://doi.org/10.11648/j.hyd.20190701.13
Chandra, S., Ahmed, S., Ram, A., & Dewandel, B. (2008). Estimation of hard rock aquifers hydraulic conductivity from geoelectrical measurements: A theoretical development with field application. Journal of Hydrology, 357(3–4), 218–227. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2008.05.023
Chao, B. F., Wu, Y. H., & Li, Y. S. (2008). Impact of artificial reservoir water impoundment on global sea level. Science, 320(5873), 212–214. https://doi.org/10.1126/science.1154580
Chen, J., Sudicky, E. A., Davison, J. H., Frey, S. K., Park, Y. J., Hwang, H. T., Erler, A. R., Berg, S. J., Callaghan, M. V., Miller, K., Ross, M., & Peltier, W. R. (2020). Towards a climate-driven simulation of coupled surface-subsurface hydrology at the continental scale: a Canadian example. Canadian Water Resources Journal, 45(1), 11–27. https://doi.org/10.1080/07011784.2019.1671235
Chen, Jie, & Qian, H. (2017). Characterizing replenishment water, lake water and groundwater interactions by numerical modelling in arid regions: a case study of Shahu Lake. Hydrological Sciences Journal, 62(1), 104–113. https://doi.org/10.1080/02626667.2015.1133910
Chen, S. (2015). Introduction in Hydraulic Structures (pp. 1–39). Springer Berlin Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-662-47331-3_1
Chilton, J., & Foster, S. (1995). Hydrogeological characterisation and water-supply potential of basement aquifers in Tropical Africa. Hydrogeological Journal, 3(1).
205
Chow, V. Te, Maidment, D. R., & Mays, L. W. (1988). Applied hydrology. McGraw-Hill International Editions, Civil Engineering Series, 572p.
Chung, I. M., Sophocleous, M. A., Mitiku, D. B., & Kim, N. W. (2016). Estimating groundwater recharge in the humid and semi-arid African regions: review. Geosciences Journal, 20(5), 731–744. https://doi.org/10.1007/s12303-016-0001-5
CIGB. (2011). Constitution of ICOLD. International Commission on Large Dams, 2, 1–21. http://www.icold-igb.org/userfiles/files/CIGB/institutional_files/Constitution2011.pdf
Coluccio, K., & Morgan, L. K. (2019). A review of methods for measuring groundwater-surface water exchange in braided rivers. Hydrology and Earth System Sciences, 23(10), 4397– 4417. https://doi.org/10.5194/hess-23-4397-2019
Compaoré, G., Lachassagne, P., Pointet, T., & Travi, Y. (1997). Evaluation du stock d ’ eau des altérites : expérimentation sur le site granitique de Sanon ( Burkina Faso ). IAHS Publ, 241(241), 37–46.
Constantz, J., Cox, M. H., & Su, G. W. (2003). Comparison of Heat and Bromide as Ground Water Tracers Near Streams. In Ground Water (Vol. 41, Issue 5, pp. 647–656). https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.2003.tb02403.x
Cook, P. G. (2013). Estimating groundwater discharge to rivers from river chemistry surveys. Hydrological Processes, 27(25), 3694–3707.
Cook, P. G., Rodellas, V., & Stieglitz, T. C. (2018). Quantifying Surface Water, Porewater, and Groundwater Interactions Using Tracers: Tracer Fluxes, Water Fluxes, and End-member Concentrations. Water Resources Research, 54(3), 2452–2465. https://doi.org/10.1002/2017WR021780
Cooper, H. H., & Jacob, C. E. (1946). A generalized graphical method for evaluating formation constants and summarizing well‐field history. Eos, Transactions American Geophysical Union, 27(4), 526–534. https://doi.org/10.1029/TR027i004p00526
Courtois, N., Lachassagne, P., Wyns, R., Blanchin, R., Bougaïré, F. D., Somé, S., & Tapsoba, 206
A. (2009). Large-scale mapping of hard-rock aquifer properties applied to Burkina Faso. Ground Water, 48(2), 269–283. https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.2009.00620.x
Cousquer, Y. (2017). Modélisation des échanges nappe-rivière à l’échelle intermédiaire : conceptualisation, calibration, simulation. Thèse de doctorat, Université de Bordeaux Montaigne (France), 175p.
Cousquer, Y., Pryet, A., Flipo, N., Delbart, C., & Dupuy, A. (2017). Estimating River Conductance from Prior Information to Improve Surface-Subsurface Model Calibration. Groundwater, 55(3), 408–418. https://doi.org/10.1111/gwat.12492
Cudennec, C., Leduc, C., & Koutsoyiannis, D. (2007). Dryland hydrology in Mediterranean regions - A review. Hydrological Sciences Journal, 52(6), 1077–1087. https://doi.org/10.1623/hysj.52.6.1077
Culler, R. C. (1961). Hydrology of the upper Cheyenne River basin. Geological Survey Water- Supply Paper ; 1531 US Geological Survey, Washington, DC., 136 p.
Cuthbert, M. O., Acworth, R. I., Andersen, M. S., Larsen, J. R., McCallum, A. M., Rau, G. C., & Tellam, J. H. (2016). Understanding and quantifying focused, indirect groundwater recharge from ephemeral streams using water table fluctuations. Water Resources Research, 52(2), 827–840. https://doi.org/10.1002/2015WR017503
Cuthbert, Mark O., Taylor, R. G., Favreau, G., Todd, M. C., Shamsudduha, M., Villholth, K. G., MacDonald, A. M., Scanlon, B. R., Kotchoni, D. O. V., Vouillamoz, J.-M., Lawson, F. M. A., Adjomayi, P. A., Kashaigili, J., Seddon, D., Sorensen, J. P. R., Ebrahim, G. Y., Owor, M., Nyenje, P. M., Nazoumou, Y., … Kukuric, N. (2019). Observed controls on resilience of groundwater to climate variability in sub-Saharan Africa. Nature, 572(7768), 230–234. https://doi.org/10.1038/s41586-019-1441-7
Dadaser-Celik, F., & Celik, M. (2017). Modelling surface water-groundwater interactions at the Palas Basin (Turkey) using FREEWAT. Acque Sotterranee - Italian Journal of Groundwater, 6(3), 53–60. https://doi.org/10.7343/as-2017-288
Dahlin, T., & Loke, M. H. (1998). Resolution of 2D Wenner resistivity imaging as assessed by 207
numerical modelling. Journal of Applied Geophysics, 38(4), 237–249. https://doi.org/10.1016/S0926-9851(97)00030-X
Dahlke, H. E., LaHue, G. T., Mautner, M. R. L., Murphy, N. P., Patterson, N. K., Waterhouse, H., Yang, F., & Foglia, L. (2018). Managed Aquifer Recharge as a Tool to Enhance Sustainable Groundwater Management in California. Advances in chemical pollution, environmental management and protection, 215–275. https://doi.org/10.1016/bs.apmp.2018.07.003
Daré, W., Venot, J.-P., Kaboré, É., Tapsoba, A., Traoré, F., Gérard, F., Carboni, S., Idani, D., Kambiré, H., & Napon, K. (2019). Grands aménagements hydroagricoles, inégalités environnementales et participation : le cas de Bagré au Burkina Faso. VertigO, 19(Volume 19 Numéro 1), 0–37. https://doi.org/10.4000/vertigo.23971
Davison, J. H., Hwang, H. T., Sudicky, E. A., Mallia, D. V., & Lin, J. C. (2018). Full Coupling Between the Atmosphere, Surface, and Subsurface for Integrated Hydrologic Simulation. Journal of Advances in Modeling Earth Systems, 10(1), 43–53. https://doi.org/10.1002/2017MS001052 de Gramont, Hubert Machard, Savadogo, A. N., & Dakoure, D. (2017). Amélioration de la Connaissance et de la Gestion des Eaux au Burkina Faso-Annexe 1: Diagnostic sur les Eaux Souterraines. https://doi.org/P162723
Deb, P., Kiem, A. S., & Willgoose, G. (2019). A linked surface water-groundwater modelling approach to more realistically simulate rainfall-runoff non-stationarity in semi-arid regions. Journal of Hydrology, 575(May), 273–291. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2019.05.039
Degoutte, G., & Fry, J. J. (2002). Petits barrages Recommandations pour la conception, la réalisation et le suivi. Comité Français des Grands barrages. Editions Cemagref
Dembélé, Y. (1995). Modélisation de la gestion hydraulique d’une retenue d’eau d’irrigation : Application au Périmètre rizicole de Mogtédo, Burkina Faso. These doctorat option génie rural et des procédés, ENSA de Rennes (France)
208
Dewandel, B., Lachassagne, P., Wyns, R., Maréchal, J. C., & Krishnamurthy, N. S. (2006). A generalized 3-D geological and hydrogeological conceptual model of granite aquifers controlled by single or multiphase weathering. Journal of Hydrology, 330(1–2), 260–284. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2006.03.026
DGAHDI. (2020). Repertoire de Aménagements Hydro-Agricoles. Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-Agricoles.
Diaz, M., Sinicyn, G., & Grodzka-Łukaszewska, M. (2020). Modelling of Groundwater– Surface Water Interaction Applying the Hyporheic Flux Model. Water, 12(12), 3303. https://doi.org/10.3390/w12123303
Dickson, N. E. M., Comte, J.-C., Koussoube, Y., Ofterdinger, U. S., & Vouillamoz, J.-M. (2018). Analysis and numerical modelling of large-scale controls on aquifer structure and hydrogeological properties in the African basement (Benin, West Africa). Geological Society, London, Special Publications, SP479.2. https://doi.org/10.1144/sp479.2
Diello, P., Mahe, G., Paturel, J.-E., Dezetter, A., Delclaux, F., Servat, E., & Ouattara, F. (2005). Relations indices de Végétation–Pluie au Burkina Faso: Cas du Bassin Versant du Nakambé/Relationship between Rainfall and Vegetation Indexes in Burkina Faso: A Case Study of the Nakambé Basin. Hydrological Sciences Journal, 50(2), 37–41. https://doi.org/10.1623/hysj.50.2.207.61797
Dieng, B., Kouassi, A. H., & Bakyono, B. A. (2004). Optimisation de l’implantation géophysique des forages en zone de socle au Nord du Burkina Faso. Sud Sciences & Technologies, 12.
Dieng, N. M. (2017). Étude de la relation eaux de surface-eaux souterraines dans un contexte de changements climatiques dans la zone Sud du bassin du Saloum (Sénégal) - Apport des outils géochimiques, isotopiques, de la télédétection, des SIG et de la modélisation. Thèse de doctorat, université de Liège (Belgique).
Dieng, N. M., Orban, P., Otten, J., Stumpp, C., Faye, S., & Dassargues, A. (2017). Temporal changes in groundwater quality of the Saloum coastal aquifer. Journal of Hydrology:
209
Regional Studies, 9, 163–182. https://doi.org/10.1016/j.ejrh.2016.12.082
Dilley, M., Chen, R. S., Deichmann, U., Lerner-Lam, A., Arnold, M., Agwe, J., Buys, P., Kjekstad, O., Lyon, B., & Yetman, G. (2005). Natural disaster hotspots: A global risk analysis. World Bank Disaster Risk Management Series (Issue 5).
Dillon, A., & Fishman, R. (2019). Dams: Effects of Hydrological Infrastructure on Development. Annual Review of Resource Economics, 11, 125–148. https://doi.org/10.1146/annurev-resource-100518-093913
Dingman, S. L. (2015). Physical Hydrology. In Waveland press. Waveland press.
Djanteng Wandji, C. (2013). Etude hydromorphologique du cours d’eau pricipal en amont de la retenue de Mogtédo. Mémoire de Master 2, Institut International d'ingenierie de l'Eau et de l'Environnement (Burkina Faso), 49p.
Djuma, H., Bruggeman, A., Camera, C., Eliades, M., & Kostarelos, K. (2017). The impact of a check dam on groundwater recharge and sedimentation in an ephemeral stream. Water (Switzerland), 9(10), 1–16. https://doi.org/10.3390/w9100813
Döll, P., & Kiedler, K. (2008). Global-scale modeling of groundwater recharge. Hydrol. Earth Syst. Sci., 12(3), 863–885.
Ducellier, J. (1963). Contribution à l’étude des formations cristallines et métamorphiques du Centre et du Nord de la Haute-Volta (N°10). Editions Technip.
Duffield, G. M. (2007). AQTESOLV for Windows Version 4.5 User’s Guide. HydroSOLVE, 1–530. papers2://publication/uuid/4afadd38-d86c-4d09-84c5-efcd9f1ac5be
Duffield, M., & Rumbaugh, J. O. (2019). AQTESOLV Software.
Dufour, S., & Burger-Leenhardt, D. (2016). Chapitre 2 : Importance et caractérisation des retenues. Institut national de recherche pour l’agriculture, l’alimentation et l’environnement (INRAE, France), 28p.
Dunstan, K., Dwyer, D., & Holmes, S. (1994). Exempt proprietary company annual reporting 210
requirements: pubuc interest or bureaucratic empire‐building? Australian Journal of Public Administration, 53(4), 551–562. https://doi.org/10.1111/j.1467-8500.1994.tb01504.x
Durand, V., Leonardi, V., Marsily, G., & Lachassagne, P. (2015). The two-layer conceptual model of hard-rock aquifers : validation with a deterministic hydrogeological model validation with a deterministic hydrogeological model. Conference Paper, June 2015.
Dussart, B. (1992). Limnologie: L'étude des eaux Continentales (deuxiéme Edition). Editions N. BOUBÉE & Cie. Paris.
DWA. (2011). Dams in South Africa. Department of Water Affairs of South Africa. http://www.wrc.org.za/?mdocs- file=35409#:~:text=There%20are%20different%20types%20of,made%20of%20earth%2 0and%20rock, consulté le 15/06/2020.
Edmunds, W. M., & Walton, N. R. G. (1980). A geochemical and isotopic approach to recharge evaluation in semi-arid zones. A Geochemical and Isotopic Approach to Recharge Evaluation in Semi-Arid Zones.
El-Zehairy, A. A., Lubczynski, M. W., & Gurwin, J. (2018). Interactions of artificial lakes with groundwater applying an integrated MODFLOW solution. Hydrogeology Journal, 26(1), 109–132. https://doi.org/10.1007/s10040-017-1641-x
Elsaid, M. (2014). Automatic lineaments extraction. Youtube. https://youtu.be/nwKxBaGzD4o, consulté le 15/11/2017
Emsellem, Y., Detay, M., & Gaujous, D. (2015). L’Hydraulique Villageoise en Afrique Subsaharienne 1968-190 (Issue March). https://doi.org/10.13140/RG.2.1.3164.8807
Erler, A. R., Frey, S. K., Khader, O., d’Orgeville, M., Park, Y. J., Hwang, H. T., Lapen, D. R., Richard Peltier, W., & Sudicky, E. A. (2019). Simulating Climate Change Impacts on Surface Water Resources Within a Lake-Affected Region Using Regional Climate Projections. Water Resources Research, 55(1), 130–155. https://doi.org/10.1029/2018WR024381
211
Everett, M. E. (2013). Near-Surface Applied Geophysics. Cambridge University Press. 403p.
Faillat, J. P., & Drogue, C. (1993). Différenciation hydrochimique de nappes superposées d’altérites et de fissures en socle granitique. Hydrological Sciences Journal, 38(3), 215– 229. https://doi.org/10.1080/02626669309492664
FAO/AQUASTAT. (2020). Bases de données géoréférencées des barrages. AQUASTAT - Système d’information Mondial de La FAO Sur l’eau et l’agriculture. http://www.fao.org/aquastat/fr/databases/dams/ ,consulté le 20/10/2020
FAO. (2004). L’eau, l’agriculture et l’alimentation. Organisation des Nations Unies pour l’Alimentation et l’Agriculture. http://www.fao.org/3/y4683f/y4683f05.htm, consumté le 05/08/2019
FAO. (2005). L’irrigation en Afrique en chiffres, Enquête Aquastat. http://www.fao.org/3/a0232f/a0232f00.htm, consulté le 05/08/2019
Farooqi, M. A., Sudarshan, G., Sooryanarayana, K. R., Manzar, A., & Sivaramakrishnan, J. (2016). Artificial Recharge Practices – Some Experimental Projects. Integrated and Sustainable Water Management: Science and Technology, May 2017, 119–130. https://doi.org/10.17491/cgsi/2016/95958
Faulkner, J. W., Steenhuis, T., van de Giesen, N., Andreini, M., & Liebe, J. R. (2008). Water use and productivity of two small reservoir irrigation schemes in Ghana’s upper east region. Irrigation and Drainage, 57(2), 151–163. https://doi.org/10.1002/ird.384
Favreau, G. (2000). Caractérisation et modélisation d’une nappe phréatique en hausse au Sahel : dynamique et géochimie de la dépression piézométrique naturelle du kori de Dantiandou (sud-ouest du Niger). Th. : Sci. de La Terre, Université Paris-Sud 11 : Orsay, 348.
Fetter, C. W. (2014). Applied hydrogeology. 4th Edition. Pearson New International Edition.
Fleckenstein, J. H., Krause, S., Hannah, D. M., & Boano, F. (2010). Groundwater-surface water interactions: New methods and models to improve understanding of processes and dynamics. Advances in Water Resources, 33(11), 1291–1295. 212
https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2010.09.011
Flipo, N. (2015). Interfaces nappe-rivière. Programme PIREN-Seine (Vol. 2).
Forkuor, G., Cofie, O., & Barron, J. (2019). Evolution of small reservoirs in Burkina Faso. IWMI Working Papers.
Foster, S., Pulido-Bosch, A., Vallejos, Á., Molina, L., Llop, A., & MacDonald, A. M. (2018). Impact of irrigated agriculture on groundwater-recharge salinity: a major sustainability concern in semi-arid regions. Hydrogeology Journal, 26(8), 2781–2791. https://doi.org/10.1007/s10040-018-1830-2
Fowe, T., Karambiri, H., Paturel, J. E., Poussin, J. C., & Cecchi, P. (2015). Water balance of small reservoirs in the volta basin: A case study of boura reservoir in burkina faso. Agricultural Water Management, 152, 99–109. https://doi.org/10.1016/j.agwat.2015.01.006
Fowe, T., Karambiri, H., Paturel, J.-E., Poussin, J.-C., & Cecchi, P. (2013). Hydrological balance of the Boura dam ( Burkina Faso ). CGIAR, August, 2013.
Fowe, Tazen. (2015). Simulation et optimisation du fonctionnement du barrage de Boura en zone soudanienne du Burkina Faso. Thèse de doctorat, Institut International d’Ingénierie de l’Eau et de l’Environnement.
Fowler, K., Morden, R., Lowe, L., & Nathan, R. (2015). Advances in assessing the impact of hillside farm dams on streamflow. Australian Journal of Water Resources, 19(2), 96–108. https://doi.org/10.1080/13241583.2015.1116182
François, A. (2015). ArcHydro : 2- Préparer un MNT corrigé pour l ’ hydrologie – 1ère partie. Blog SIG & Territoires. https://www.sigterritoires.fr/index.php/archydro-2-preparer-un- mnt-corrige-pour-lhydrologie-1ere-partie/ Con?dentialité, consulté le 10/04/2018
Freeze, R. A., & Harlan, R. L. (1969). Blueprint for a Physically-Based. Journal of Hydrology, 9, 237–258.
213
Friedrich, K., Grossman, R. L., Huntington, J., Blanken, P. D., Lenters, J., Holman, K. L. D., Gochis, D., Livneh, B., Prairie, J., Skeie, E., Healey, N. C., Dahm, K., Pearson, C., Finnessey, T., Hook, S. J., & KowaLsKi, T. (2018). Reservoir evaporation in the Western United States. Bulletin of the American Meteorological Society, 99(1), 167–187. https://doi.org/10.1175/BAMS-D-15-00224.1
Furman, A. (2008). Modeling Coupled Surface-Subsurface Flow Processes: A Review. Vadose Zone Journal, 7(2), 741–756. https://doi.org/10.2136/vzj2007.0065
Fussi, F. F., Fumagalli, L., Fava, F., Di Mauro, B., Kane, C. H., Niang, M., Wade, S., Hamidou, B., Colombo, R., & Bonomi, T. (2017). Classifying zones of suitability for manual drilling using textural and hydraulic parameters of shallow aquifers: a case study in northwestern Senegal. Hydrogeology Journal, 25(8), 2263–2279. https://doi.org/10.1007/s10040-017- 1642-9
Gal, L., Grippa, M., Hiernaux, P., Peugeot, C., Mougin, E., & Kergoat, L. (2016). Changes in lakes water volume and runoff over ungauged Sahelian watersheds. Journal of Hydrology, 540, 1176–1188. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2016.07.035
Gao, Q., Shang, Y., Hasan, M., Jin, W., & Yang, P. (2018). Evaluation of a weathered rock aquifer using ERT method in South Guangdong, China. Water (Switzerland), 10(3), 1–22. https://doi.org/10.3390/w10030293
Garza, L. D. L., & Slade, R. M. (1986). Relations between areas of high transmissivity and lineaments–the Edwards aquifer, Barton springs segment, Travis and Hays counties. In The Balcones Escarpment, Geology, Hydrology, Ecology and Social Development in Central Texas (pp. 131–144).
Gaye, C. B., & Edmunds, W. M. (1996). Groundwater recharge estimation using chloride, stable isotopes and tritium profiles in the sands of northwestern Senegal. Environmental Geology, 27(3), 246–251. https://doi.org/10.1007/BF00770438
Gee, G. W., & Hillel, D. (1988). Groundwater recharge in arid regions: Review and critique of estimation methods. Hydrological Processes, 2(3), 255–266.
214
https://doi.org/10.1002/hyp.3360020306
Geotomo. (2010). RES2DINV ver. 3.59 - Rapid 2-D Resistivity & IP inversion using the least- squares method Wenner (α,β,γ), dipole-dipole, inline pole-pole, pole- dipole, equatorial dipole-dipole, offset pole-dipole, Wenner-Schlumberger, gradient and non-conventional arrays (pp. 1–148).
Gilli, E., Mangan, C., & Mudry, J. (2016). Hydrogéologie-4e éd.: Objets, méthodes, applications. Dunod.
Giordano, M., Namara, R., & Bassini, E. (2019). The impacts of irrigation : A review of published evidence. The World Bank, 138262, 1–46. http://documents1.worldbank.org/curated/ar/132251561407498546/pdf/The-Impacts-of- Irrigation-A-Review-of-Published-Evidence.pdf
Girard, G., Ledoux, E., & Villeneuve, J. P. (1981). Le modèle couplé: simulation conjointe des écoulements de surface et des écoulements souterrains sur un système hydrologique. Les Cahiers de l’ORSTOM. Série Hydrologie Bondy, 18(4), 191–280. https://doi.org/10.1051/lhb/1984005
Gning, A. A. (2015). Etude et Modélisation Hydrogéologique des Interactions Eaux de Surface- Eaux Souterraines dans un Contexte d’Agriculture Irriguée dans le Delta du Fleuve Sénégal. Thèse de doctorat, Université de Liège (Belgique), 259p.
Gning, A. A., Orban, P., Gesels, J., Ngom, F. D., Dassargues, A., Malou, R., & Brouyère, S. (2017). Factors controlling the evolution of groundwater dynamics and chemistry in the Senegal River Delta. Journal of Hydrology: Regional Studies, 10(May 2018), 133–144. https://doi.org/10.1016/j.ejrh.2017.01.005
Goderniaux, P. (2010). Impact of climate change on groundwater reserves. Thèse de doctorat, Université de Liège (Belgique), 190p.
Goderniaux, P., Brouyère, S., Fowler, H. J., Blenkinsop, S., Therrien, R., Orban, P., & Dassargues, A. (2009). Large scale surface-subsurface hydrological model to assess climate change impacts on groundwater reserves. Journal of Hydrology, 373(1–2), 122– 215
138. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2009.04.017
Gowing, J., Walker, D., Parkin, G., Forsythe, N., Haile, A. T., & Ayenew, D. A. (2020). Can shallow groundwater sustain small-scale irrigated agriculture in sub-Saharan Africa? Evidence from N-W Ethiopia. Groundwater for Sustainable Development, 10(October 2019), 100290. https://doi.org/10.1016/j.gsd.2019.100290
Gowrisankar, G., Jagadeshan, G., & Elango, L. (2017). Managed aquifer recharge by a check dam to improve the quality of fluoride-rich groundwater: a case study from southern India. Environmental Monitoring and Assessment, 189(4), 1–13. https://doi.org/10.1007/s10661-017-5910-x
Grimaldi, C. (2004). Hydrochimie de petits bassins versants. Apports à la connaissance du fonctionnement géochimique du sol et de la qualité de l'eau des cours d'eau. Habilitation à Diriger des Recherches, Université Rennes, 1- 80
Grommet, A. (2018). Caractérisation des conditions hydrogéologiques du bassin versant de la retenue d’eau de Kierma ( Burkina Faso ). Travaux de fin d'étude de Master, Université de Liège (Belgique), 66p.
Guellala, R., Abidi, M., Balti, N., & Hédi Inoubli, M. (2016). Prospection géophysique pour la recherche d’eau souterraine dans le Nord-Ouest de la Tunisie. Hydrological Sciences Journal, 61(3), 636–645. https://doi.org/10.1080/02626667.2014.914213
Guggenmos, M. R., Jackson, B. M., & Daughney, C. J. (2011). Investigation of groundwater- surface water interaction using hydrochemical sampling with high temporal resolution, Mangatarere catchment, New Zealand. Hydrology and Earth System Sciences Discussions, 8(6), 10225–10273. https://doi.org/10.5194/hessd-8-10225-2011
Guihéneuf, N., Boisson, A., Bour, O., Dewandel, B., Perrin, J., Dausse, A., Viossanges, M., Chandra, S., Ahmed, S., & Maréchal, J. C. (2014). Groundwater flows in weathered crystalline rocks: Impact of piezometric variations and depth-dependent fracture connectivity. Journal of Hydrology, 511, 320–324. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.01.061
216
Gunnell, Y., & Krishnamurthy, A. (2003). Past and present status of runoff harvesting systems in dryland peninsular India: A critical review. Ambio, 32(4), 320–324. https://doi.org/10.1579/0044-7447-32.4.320
Guyon, F. (2014). Données sur l' evaporation de la retenue d’eau de Kierma. Programme d’Appui au Développement de l’Irrigation (PADI), Ministère de l'Agriculture et des Aménagements Hydro-agricoles.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016a). Estimation des bilans hydrologiques des retenues d’ eau d’irrigation - Méthodologie. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation. Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-agricoles, Burkina Faso.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016b). Etat de sédimentation des retenues d’eau d’irrigation : Approche sédimentologique appliquée aux retenues de Kierma (Centre Sud), Wedbila (Centre) et Mogtedo (Plateau Central). Atelier de Capitalisation Des Résultats et Acquis Du PADI, Ouagadougou, Burkina Faso, 14-15 Novembre.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016c). Plan de gestion de la retenue d’eau de Kierma et de son bassin versant. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation. Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-agricoles, Burkina Faso.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016d). Plan de gestion de la retenue d’eau de Mogtédo et de son bassin versant, Burkina Faso. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation, 46. Minisère de l’Agriculture et des Aménagements hydro-agricoles.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016e). Pratiques d’irrigation autour des retenues de Kierma, Mogtedo et Wedbila. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation. Ministère de l’Agriculture et des Aménagements Hydro-agricoles, Burkina Faso.
217
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016f). Résultat du bilan hydrologique de la retenue d’eau d’irrigation de Kierma. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation, 10p. Minisère de l’Agriculture et des Aménagements hydro-agricoles.
Guyon, F., Hallot, E., DE Thysebaert, D., Diarra, B. G., Roamba, J., and Zangre, B. V. C. A. (2016g). Résultat du bilan hydrologique de la retenue d’eau d’irrigation de Mogtédo. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation, 9p. Minisère de l’Agriculture et des Aménagements hydro-agricoles, Burkina Faso.
Haas, S. De. (2010). Hydrogeology and siting of micro-dams around Léo, Burkina Faso. Aqua for All Credo Woord En Daad, 23p.
Habets, F, Molenat, J., Carluer, N., Douez, O., & Leenhardt, D. (2018). Cumulative impact of small reservoirs : a review of estimations and methods. EGU General Assembly Conference Abstracts, 20(1), 14758.
Habets, Florence, Molénat, J., Carluer, N., Douez, O., & Leenhardt, D. (2018). The cumulative impacts of small reservoirs on hydrology: A review. Science of the Total Environment, 643, 850–867. https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2018.06.188
Hallot, E., Guyon, F., & de Thysebaert, D. (2014). Système d’information sur la sédimentation et les apports sédimentaires dans les retenues d’eau d’irrigation: Objectifs de recherche et méthodologie de collecte. Programme d’Appui Au Développement de l’Irrigation (PADI), 2–3.
Hammad, N., Djidel, M., & Maabedi, N. (2016). Cartographie des linéaments géologiques en domaine aride par extraction semi-automatique à partir d’images satellitaires: Exemple à la région d’El Kseïbat (Sahara algérien). Estudios Geologicos, 72(1), 1–13. https://doi.org/10.3989/egeol.42158.377
Hamzaoui Azaza, F., Bouhlila, R., and Gueddari, M. (2012). Caractérisation de la minéralisation des eaux de la nappe des grès du Trias (Sud-Est Tunisien) par les méthodes géochimiques et statistiques. Geo-Eco-Trop, 36(1–2), 49–62.
218
Han, Z., Shi, X., Jia, K., Sun, B., Zhao, S., & Fu, C. (2019). Determining the discharge and recharge relationships between lake and groundwater in lake Hulun using hydrogen and oxygen isotopes and chloride ions. Water (Switzerland), 11(2). https://doi.org/10.3390/w11020264
Harwell, G. R. (2012). Estimation of evaporation from open water—A review of selected studies, summary of U.S. Army Corps of Engineers data collection and methods, and evaluation of two methods for estimation of evaporation from five reservoirs in Texas: U.S. Geological Survey.
Hashim, M., Ahmad, S., Johari, M. A. M., & Pour, A. B. (2013). Automatic lineament extraction in a heavily vegetated region using Landsat Enhanced Thematic Mapper (ETM+) imagery. Advances in Space Research, 51(5), 874–890. https://doi.org/10.1016/j.asr.2012.10.004
Hassen, I., Hamzaoui-Azaza, F., & Bouhlila, R. (2016). Application of multivariate statistical analysis and hydrochemical and isotopic investigations for evaluation of groundwater quality and its suitability for drinking and agriculture purposes: case of Oum Ali-Thelepte aquifer, central Tunisia. Environmental Monitoring and Assessment, 188(3), 135p. https://doi.org/10.1007/s10661-016-5124-7
Healy, R. W. (2010). Estimating Groundwater Recharge. Cambridge University Press, UK, 245p.
Healy, R. W., Rice, C. A., Bartos, T. T., & Mckinley, M. P. (2008). Infiltration from an impoundment for coal-bed natural gas , Powder River Basin , Wyoming : Evolution of water and sediment chemistry. 44p, 1–16. https://doi.org/10.1029/2007WR006396
Hem, D. (1985). Study and Interpretation the Chemical of Natural of Characteristics Water. US Geological Survey Water-Supply Paper, 2254, 263p.
Hendrickx, J. M. H. (1992). Groundwater Recharge. A Guide to Understanding and Estimating Natural Recharge (Volume 8, International Contributions to Hydrogeology). Journal of Environmental Quality, 21(3), 512–512. https://doi.org/10.2134/jeq1992.00472425002100030036x
219
Herschy, R. W. (1970). The magnitude of errors at flow measurement stations. Koblenz Symp. on Hydrometry, 1, 109–131.
Hoehn, E., & Scholtis, A. (2011). Exchange between a river and groundwater, assessed with hydrochemical data. Hydrology and Earth System Sciences, 15(3), 983–988. https://doi.org/10.5194/hess-15-983-2011
Hottin, G., & Ouedraogo, O. F. (1975). Notice explicative de la carte Géologique à 1/1000000 de la République de Haute Volta. BRGM.
Houston, J. F. T., & Lewis, R. T. (1988). The Victoria Province Drought Relief Project, II. Borehole Yield Relationships. Groundwater, Vol. 26, Issue 4, 418–426. https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.1988.tb00407.x https://www.eorc.jaxa.jp/ALOS/en/palsar_fnf/data/index.htm. (2018). Global PALSAR- 2/PALSAR/JERS-1 Mosaic and Forest/Non-Forest map. ALOS-2, consulté le 10/10/2018
Huard, D., & Mailhot, A. (2008). Calibration of hydrological model GR2M using Bayesian uncertainty analysis. Water Resources Research, 44(2), 1–19. https://doi.org/10.1029/2007WR005949
Hung, L. Q., Batelaan, O., & De Smedt, F. (2005). Lineament extraction and analysis, comparison of LANDSAT ETM and ASTER imagery. Case study: Suoimuoi tropical karst catchment, Vietnam. Remote Sensing for Environmental Monitoring, GIS Applications, and Geology V, 5983(October), 59830T. https://doi.org/10.1117/12.627699
Ibrahim, Boubacar. (2012). Caractérisation des saisons de pluies au Burkina Faso dans un contexte de changement climatique et évaluation des impacts hydrologiques sur le bassin du Nakanbé. Université Pierre et Marie Curie (France) et Institut International d’Ingénierie de l’Eau et de l’Environnement (2iE) (Burkina Faso), 236p.
Ibrahim, Boubacar, Boubacar, Ibrahim, & Ibrahim, B. (2012). Caractérisation des saisons de pluies au Burkina Faso dans un contexte de changement climatique et évaluation des impacts hydrologiques sur le bassin du Nakanbé. Thesis, 236. http://tel.archives- ouvertes.fr/tel-00827764/ 220
Ibrahim, M., Favreau, G., Scanlon, B. R., Seidel, J. L., Le Coz, M., Demarty, J., & Cappelaere, B. (2014). Augmentation sur le long terme de la recharge diffuse des aquifères suite à l’expension des cultures pluviales dans le Sahel, Afrique de l’Ouest. Hydrogeology Journal, 22(6), 1293–1305. https://doi.org/10.1007/s10040-014-1143-z
Ibrahim, U., & Mutua, F. (2014). Lineament Extraction using Landsat 8 (OLI) in Gedo, Somalia. International Journal of Science and Research (IJSR), 3(9), 291–296.
ICWE. (1992). The dublin statement and report of the conference. International Conference on Water and the Environment: Development Issues for the 21st Century, 26–31 January.
Ignatius, A. R., & Rasmussen, T. C. (2016). Small reservoir effects on headwater water quality in the rural-urban fringe, Georgia Piedmont, USA. Journal of Hydrology: Regional Studies, 8, 145–161. https://doi.org/10.1016/j.ejrh.2016.08.005
INSD. (2011a). La région du Centre-Sud en chiffres. Institut National de La Statistique et de La Demographie, 1–84. Ministère de l’Economie et des Finances du Burkina Faso.
INSD. (2011b). La région du Plateau Central en chiffres. In Institut National de la Statistique et de la Demographie.
IWACO BV. (1982). Etudes hydrogéologiques 1981-1982 Volume I-Rapport géneral.
Jalloh, A., Faye, M. D., Roy-Macauley, H., Sérémé, P., Zougmoré, R., Thomas, T. S., & Nelson, G. C. (2017). Aperçu. In A. Jalloh, G. C. Nelson, T. S. Thomas, R. Zougmoré, & H. Roy- Macauley (Eds.), L’agriculture Ouest-Africaine et le changement climatique, une analyse exhaustive (pp. 1–36). Institut international de recherche sur les politiques alimentaires (IFPRI). https://doi.org/10.2499/9780896298712
Jasechko, S. (2019). Global Isotope Hydrogeology―Review. Reviews of Geophysics, 57(3), 835–965. https://doi.org/10.1029/2018RG000627
Javhar, A., Chen, X., Bao, A., Jamshed, A., Yunus, M., Jovid, A., & Latipa, T. (2019). Comparison of multi-resolution optical Landsat-8, Sentinel-2 and radar Sentinel-1 data for automatic lineament extraction: A case study of Alichur area, SE Pamir. Remote Sensing, 221
11(7), 1–29. https://doi.org/10.3390/rs11070778
Jønch-Clausen, T. (2004). Integrated water resources management (IWRM) and water efficiency plans by 2005: Why, what and how. In Why, what and how (Issue January 2004). https://doi.org/10.1080/02508060408691775
Kabré, W. P. (2012). Caractérisation hydrogéologique d’un aquifère en milieu de socle fracturé Cas De la province du Kourwéogo. Institut International d’Ingénierie de l’Eau et de l’Environnement (2iE) (Burkina Faso), 45p.
Kafando, S. (2014). Amélioration des connaissances des ressources en eau souterraine au Burkina Faso : cas de la carte hydrogéologique de la région du sahel. Mémoire de master II en sciences de la terre, Université de Ouagadougou, 63p.
Kalbus, E., Reinstorf, F., & Schirmer, M. (2006). Measuring methods for groundwater – surface water interactions: a review. Hydrol. Earth Syst. Sci, 10, 873–887. https://doi.org/10.5194/hess-10-873-2006
Kaloga, B. (1968). Etude pédologique de la Haute-Volta, Région :Centre Sud. ORSTOM, 244.p Ministère de l’Economie Nationale, Haute Volta.
Karambiri, H., García Galiano, S. G., Giraldo, J. D., Yacouba, H., Ibrahim, B., Barbier, B., & Polcher, J. (2011). Assessing the impact of climate variability and climate change on runoff in West Africa: The case of Senegal and Nakambe River basins. Atmospheric Science Letters, 12(1), 109–115. https://doi.org/10.1002/asl.317
Karambiri, Harouna, Yacouba, H., Barbier, B., Mahe, G., & Paturel, J. E. (2009). Caractérisation du ruissellement et de l’érosion de la parcelle au bassin versant en zone sahelienne: Cas du petit bassin versant de Tougou au nord du Burkina Faso. IAHS-AISH Publication, 330(January 2016), 225–230.
Kauark Leite, L. A. (1990). Réflexions sur l’utilité des modèles mathématique dans la gestion de la pollution diffuse d’origine agricole. Thèse de doctorat, Ecole Nationale des Ponts et Chaussées (France), 342p.
222
Kebede, S., Abdalla, O., Sefelnasr, A., Tindimugaya, C., & Mustafa, O. (2017). Interaction of surface water and groundwater in the Nile River basin: isotopic and piezometric evidence. Hydrogeology Journal, 25(3), 707–726. https://doi.org/10.1007/s10040-016-1503-y
Keery, J., Binley, A., Crook, N., & Smith, J. W. N. (2007). Temporal and spatial variability of groundwater-surface water fluxes: Development and application of an analytical method using temperature time series. Journal of Hydrology, 336(1–2), 1–16. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2006.12.003
Khan, H. H., & Khan, A. (2019). Groundwater and surface water interaction. In GIS and Geostatistical Techniques for Groundwater Science (Issue January 2019). Elsevier Inc. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-815413-7.00014-6
Ki, F., Tankoano, J. P., and Kouali, G. N. (2010). Étude diagnostique de la gestion du barrage de Mogtédo. Projet WAIPRO-IWMI, Ouagadougou.
King, A. C., Raiber, M., & Cox, M. E. (2014). Multivariate statistical analysis of hydrochemical data to assess alluvial aquifer–stream connectivity during drought and flood: Cressbrook Creek, southeast Queensland, Australia. Hydrogeology Journal, 22(2), 481–500. https://doi.org/10.1007/s10040-013-1057-1
Kishel, H. F., & Gerla, P. J. (2002). Characteristics of preferential flow and groundwater discharge to Shingobee Lake, Minnesota, USA. Hydrological Processes, 16(10), 1921– 1934. https://doi.org/10.1002/hyp.363
Klammler, H. R., Hatfield, K., Annable, M. D., Newman, M. A., Jaehyun, C. H. O., & Layton, L. E. (2016). Sediment bed passive flux meter ( SBPFM ). U.S. Patent No. 9,404,783.
Koita, M., Jourde, H., Ruelland, D., Koffi, K., Pistre, S., & Savane, I. (2010). Cartographie des accidents régionaux et identification de leur rôle dans l’hydrodynamique souterraine en zone de socle. Cas de la région de Dimbokro-Bongouanou (Côte d’Ivoire). Hydrological Sciences Journal, 55(5), 805–820. https://doi.org/10.1080/02626667.2010.489749
Kollet, S. J., & Maxwell, R. M. (2006). Integrated surface-groundwater flow modeling: A free- surface overland flow boundary condition in a parallel groundwater flow model. Advances 223
in Water Resources, 29(7), 945–958. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2005.08.006
Kouadio, K. E., and Konan-Waidhet, A. B. (2015). Approche interprétative des données de prospection hydrogéologique et géophysique pour le choix des meilleurs sites de forages en milieu de socle cristallin et métamorphique en Côte d’Ivoire. Vingtièmes Journées Techniques Du Comité Français d’Hydrogéologie de l’Association Internationale Des Hydrogéologues. « Aquifères de Socle : Le Point Sur Les Concepts et Les Applications Opérationnelles» La Chapelle-Hermier Juin 2015 Approche.
Kouakou, G., Sombo, B. C., Dgbéhi, F. W., Sombo, A. P., & Kouamé, L. N. (2012). Utilisation de la Prospection Géophysique par Résistivité Électrique Pour la Recherche d ’ eau Souterraine Dans le Département de TANDA ( Est de la Cote D ’ IVOIRE ). European Journal of Scientific Research, 83(2), 230–244.
Koussoubé, Y. (1996). Hydrogéologie en milieu de socle cristallin du Burkina Faso. Cas du bassin versant du bas-fond de Bidi (province du Yatenga). Thèse de doctorat. Université Cheikh Anta Diop de Dakar (Sénégal), 263p.
Koussoube, Y., and Savadogo, A. N. (2017). Champs captant sur mégafractures du socle et généralisation des réseaux d’adduction d’eau potable en milieu rural : concept et faisabilité technique. Rev. Ivoir. Sci. Technol, 30, 235–251.
Koussoube, Y., Savadogo, A. N., Nakolendousse, S., & Bazi, P. (2000). Efficience de trois méthodes géophysiques d’investigation latérale dans la mise en évidence de contacts entre des formations géologiques du Protérozoïque inférieur du Burkina Faso. Journal Des Scienes, September, 49–60.
Koussoubé, Y., Upton, K., O Dochartaigh, B., Bellwood-Howard, I., & Zeggan, A. (2018). Atlas de l’eau souterraine en Afrique: Hydrogéologie du Burkina Faso. British Geological Survey. http://earthwise.bgs.ac.uk/index.php/Hydrogéologie_du_Burkina_Faso, consulté le 15/05/2019
Kristensen, K. J., & Jensen, S. E. (1975). A model for estimating actual evapotranspiration from potential evapotranspiration. Nordic Hydrology, 6, 170–188.
224
https://doi.org/10.2166/nh.1975.012
Kumar, C. P. (1997). Estimation of natural ground water recharge. ISH Journal of Hydraulic Engineering, 3(1), 61–74. https://doi.org/10.1080/09715010.1997.10514603
Kumar, M., Duffy, C. J., & Salvage, K. M. (2009). A Second-Order Accurate, Finite Volume- Based, Integrated Hydrologic Modeling (FIHM) Framework for Simulation of Surface and Subsurface Flow. Vadose Zone Journal, 8(4), 873–890. https://doi.org/10.2136/vzj2009.0014
Lachassagne, P., and Wyns, R. (2005). Aquifères de socle. Nouveaux concepts. Application à la prospection et la gestion de la ressource en eau. Géosciences, 2, 32–37.
Lachassagne, P., Wyns, R., & Dewandel, B. (2011). The fracture permeability of Hard Rock Aquifers is due neither to tectonics, nor to unloading, but to weathering processes. Terra Nova, 23(3), 145–161. https://doi.org/10.1111/j.1365-3121.2011.00998.x
Lacombe, G. (2007). Evolution et usages de la ressource en eau dans un bassin versant amenage semi-aride. Thèse de doctorat, Université Monpellier 2, 306p.
Lal, R. (1991). Current research on crop water balance and implications for the future. Soil Water Balance in the Sudano-Sahelian Zone, Proc. Workshop, Niamey, 1991, 199, 31–44.
Lanzanova, D., Whitney, C., Shepherd, K., & Luedeling, E. (2019). Improving development efficiency through decision analysis: Reservoir protection in Burkina Faso. Environmental Modelling and Software, 115(October 2018), 164–175. https://doi.org/10.1016/j.envsoft.2019.01.016
Lassailly-Jacob, V. (1983). Grands barrages africains et prise en compte des populations locales. Espace Géographique, 12(1), 46–58. https://doi.org/10.3406/spgeo.1983.3798
Lassailly-Jacob, V. (1984). Barrages en terre et développement des zones rurales en Afrique. [Chronique scientifique]. Études Rurales, 93–94, 95–102.
Lawrence, A. R., Lloyd, J. W., & Marsh, J. M. (1976). Hydrochemistry and Ground‐Water
225
Mixing in Part of the Lincolnshire Limestone Aquifer, England. Groundwater, 14(5), 320– 327. https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.1976.tb03122.x
Layton, L., Klammler, H., Hatfield, K., Cho, J., Newman, M. A., & Annable, M. D. (2017). Development of a passive sensor for measuring vertical cumulative water and solute mass fluxes in lake sediments and streambeds. Advances in Water Resources, 105, 1–12. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2017.04.018
Le Delliou, P. (2008). Grands barrages Petits barrages. Bureau d’Etude Technique et de Contôle Des Grands Barrages, 4–6.
Lee, D. R. (1977). A device for measuring seepage flux in lakes and estuaries. Limnology and Oceanography, 22(1), 140–147. https://doi.org/10.4319/lo.1977.22.1.0140
Lee, T. M., & Swancar, A. (1996). Influence of evaporation, ground water, and uncertainty in the hydrologic budget of Lake Lucerne, a seepage lake in Polk County, Florida. U.S. Geological Survey Water-Supply, 61.
Lerner, D. N. (1990). Lerner 1990 Groundwater recharge in urban areas. Atmospher environment Vol. 24, Issue 1. Elsevier.
Lerner, D. N., Issar, A. S., & Simmers, I. (1990). Groundwater recharge: a guide to understanding and estimating natural recharge Vol. 8. Heise Hannover.
Levêque, C. (2005). Conséquences des Barrages sur l’environnement Environmental Impacts of Dams. Colloque « Irrigation Et Développement Durable», 1, 33–44.
Lewandowski, J., Meinikmann, K., & Krause, S. (2020). Groundwater – Surface Water Interactions . Groundwater – Surface Water Interactions . Water, January, 15–18.
Li, N. (2010). Textural and Rule-based Lithological Classification of Remote Sensing Data, and Geological Mapping in Southwestern Prieska Sub-basin, Transvaal Supergroup, South Africa. Thèse de doctorat, Ludwig-Maximilians-Universiät München, 132p.
Li, Z., Lin, X., Coles, A. E., & Chen, X. (2017). Catchment-scale surface water-groundwater
226
connectivity on China’s Loess Plateau. Catena, 152, 268–276. https://doi.org/10.1016/j.catena.2017.01.026
Liebe, J. (2002). Estimation of Water Storage Capacity and Evaporation Losses of Small Reservoirs in the Upper East region of Ghana. Thèse de doctorat, Geographische Institute der Rheinischen Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn, 113p.
Lipton, M., Litchfield, J., & Faurès, J. M. (2003). The effects of irrigation on poverty: A framework for analysis. Water Policy, 5(5–6), 413–427. https://doi.org/10.2166/wp.2003.0026
Loke, M. H., & Barker, R. D. (1995). Least-squares deconvolution of apparent resistivity pseudosections. Geophysics, 60(6), 1682–1690. https://doi.org/10.1190/1.1443900
Loke, M. H. H. (2016). Tutorial : 2-D and 3-D electrical imaging surveys. Geotomo software.
Lollino, G., Arattano, M., Rinaldi, M., Giustolisi, O., Marechal, J. C., & Grant, G. E. (2015). Engineering geology for society and territory – volume 3: River basins, reservoir sedimentation and water resources. Engineering Geology for Society and Territory - Volume 3: River Basins, Reservoir Sedimentation and Water Resources, 3, 1–657. https://doi.org/10.1007/978-3-319-09054-2
Lowe, L. D., Webb, J. A., Nathan, R. J., Etchells, T., & Malano, H. M. (2009). Evaporation from water supply reservoirs: An assessment of uncertainty. Journal of Hydrology, 376(1– 2), 261–274. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2009.07.037
Machiwal, D., Dayal, D., & Kumar, S. (2017). Estimating Water Balance of Small Reservoirs in Arid Regions: A Case Study from Kachchh, India. Agricultural Research, 6(1), 57–65. https://doi.org/10.1007/s40003-016-0243-5
MAH. (2012). Annuaire statistique 2011 de l’eau potable et de l’assainissement des eaux usées et excreta. Ministère de l'Agriculture et de l'Hydraulique, Burkina Faso.
Mahé, G. (2009). Surface/groundwater interactions in the Bani and Nakambe rivers, tributaries of the Niger and Volta basins, West Africa. Hydrological Sciences Journal, 54(4), 704– 227
712. https://doi.org/10.1623/hysj.54.4.704
Mahe, G., Barbier, B., Dieulin, C., and Dezetter, A. (2012). Impact climatique et anthropique sur les écoulements en milieu semi-aride : cas du Sahel et du Burkina Faso. In: Ihp-Vii Series on Groundwater No. 4, UNESCO, Paris, Proceedings of the “Integrated Water Resources Management and Challenges of the Sustainable Development”, Second GIRE3D International Conference, Agadir, 24-26 March 2010, January, 256–264.
Mahe, G., Diello, P., Paturel, J.-E., Barbier, B., Karambiri, H., Dezetter, A., Dieulin, C., & Rouche, N. (2019). Baisse des pluies et augmentation des écoulements au Sahel: impact climatique et anthropique sur les écoulements du Nakambe au Burkina Faso. Sécheresse, 21(4), 330–332. https://doi.org/10.1684/sec.2010.0268
Mahé, G., Diello, P., Paturel, J., Barbier, B., Dezetter, A., Dieulin, C., & Rouché, N. (2010). Baisse des pluies et augmentation des écoulements au Sahel : impact climatique et anthropique sur les écoulements du Nakambe au Burkina Faso. 21, 1–6.
MAHRH. (2003). Stratégie Nationale de Développement Durable de l’Irrigation au Burkina Faso. Ministère de l’Agriculture de l’Hydraulique et Des Ressources Halieutiques, Burkina Faso, 121p.
MAHRH. (2004). Politique nationale de développement durable de l’agriculture irriguée - Document de synthèse. Ministère de l’Agriculture de l’Hydraulique et Des Ressources Halieutiques, Burkina Faso, 31p.
Maidment, D. R., & Morehouse, S. (2002). Arc Hydro: GIS for water resources. ESRI, Inc.
Maignien, R. (1963). Les sols bruns eutrophes tropicaux. Colloque Sur La Classification Des Sols Des Régions Inter-Tropicales, Leurs Correlations et Leur Interprétations, 28 Mai-7 Juin, 63(3), 1689–1699.
Mani, A., Tsai, F. T. C., Kao, S. C., Naz, B. S., Ashfaq, M., & Rastogi, D. (2016). Conjunctive management of surface and groundwater resources under projected future climate change scenarios. Journal of Hydrology, 540, 397–411. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2016.06.021 228
Maréchal, J. C., Dewandel, B., & Subrahmanyam, K. (2004). Use of hydraulic tests at different scales to characterize fracture network properties in the weathered-fractured layer of a hard rock aquifer. Water Resources Research, 40(11), 1–17. https://doi.org/10.1029/2004WR003137
Maréchal, J. C., Wyns, R., Lachassagne, P., & Subrahmanyam, K. (2004). Vertical anisotropy of hydraulic conductivity in the fissured layer of hard-rock aquifers due to the geological patterns of weathering profiles. Journal of the Geological Society of India, 63(5), 545– 550.
Marlet, S., Sanogo, S., & Keita, M. (2017). Evaluation finale du ”Projet de Réduction de la Vulnérabilité des Petits Barrages aux Changements Climatiques (PRVPB-CC)”. http://www.sida.se/publications
Martín-Rosales, W., Gisbert, J., Pulido-Bosch, A., Vallejos, A., & Fernández-Cortés, A. (2007). Estimating groundwater recharge induced by engineering systems in a semiarid area (southeastern Spain). Environmental Geology, 52(5), 985–995. https://doi.org/10.1007/s00254-006-0541-5
Martínez-Granados, D., Maestre-Valero, F. F., Calatrava, J., & Martínez-Alvarez, V. (2011). The Economic Impact of Water Evaporation Losses from Water Reservoirs in the Segura Basin, SE Spain. Water Resources Management, 25(13), 3153–3175. https://doi.org/10.1007/s11269-011-9850-x
Martinez, J. L., Raiber, M., & Cox, M. E. (2015). Assessment of groundwater-surface water interaction using long-term hydrochemical data and isotope hydrology: Headwaters of the Condamine River, Southeast Queensland, Australia. Science of the Total Environment, 536, 499–516. https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2015.07.031
Masoud, A., & Koike, K. (2006). Tectonic architecture through Landsat-7 ETM+/SRTM DEM- derived lineaments and relationship to the hydrogeologic setting in Siwa region, NW Egypt. Journal of African Earth Sciences, 45(4–5), 467–477. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2006.04.005
229
Masoud, M. H. Z., Basahi, J. M., & Zaidi, F. K. (2019). Assessment of artificial groundwater recharge potential through estimation of permeability values from infiltration and aquifer tests in unconsolidated alluvial formations in coastal areas. Environmental Monitoring and Assessment, 191(1). https://doi.org/10.1007/s10661-018-7173-6
Massuel, S., Perrin, J., Mascre, C., Mohamed, W., Boisson, A., & Ahmed, S. (2014). Managed aquifer recharge in South India: What to expect from small percolation tanks in hard rock? Journal of Hydrology, 512, 157–167. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.02.062
Massuel, Sylvain, Perrin, J., Mascre, C., & Wajid, M. (2008). Percolation efficiency of an artificial tank in semi-arid hard rock aquifer context, South India. 13th IWRA World Water Congres, September 1–4, 1–9.
Mathias Kondolf, G., & Batalla, R. J. (2005). Chapter 11 Hydrological effects of dams and water diversions on rivers of Mediterranean-climate regions: examples from California. Developments in Earth Surface Processes, 7(C), 197–211. https://doi.org/10.1016/S0928- 2025(05)80017-3
McCallum, J. L., Cook, P. G., Berhane, D., Rumpf, C., & McMahon, G. A. (2012). Quantifying groundwater flows to streams using differential flow gaugings and water chemistry. Journal of Hydrology, 416–417, 118–132. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2011.11.040
McCuen, R. H. (1998). Hydrologic Analysis and Design. Pearson Education, 2, 1–814. https://doi.org/10.1201/9780203737538
McDonald, M. ., & Harbaugh, A. W. (1988). A modular three-dimensional finite difference ground-water flow model. Techniques of Water-Resources Investigations, Book 6, 588. https://doi.org/10.1016/0022-1694(70)90079-X
McKee, T. B. Doesken, N. J. Kleist, J. (1993). The relationship of drought frequency and duration to time scales. Proceedings of the 8th Conference on Applied Climatology, 17- 22 Janvier, 179–183.
McNeill, J. . (1980). Electrical conductivity of soils and rocks. Geonics Limited, 21p.
230
MEAHA. (2012). Mis à jour des données sur les retenues d’eau de surface/rapport technique. Ministre de l’Eau, des Aménagements Hydrauliques et de l’Assainissement, Burkina Faso, 25p.
MEE. (1999). Monographie nationale sur la diversité biologique du Burkina Faso. Ministère de L’Environnement et de l’Eau, 180p.
MEE. (2001). État des lieux des ressources en eau du Burkina Faso et de leur cadre de gestion. Ministère de l’Environnement et de l’Eau, 241p.
Mehl, S., & Hill, M. C. (2010). Grid-size dependence of Cauchy boundary conditions used to simulate stream-aquifer interactions. Advances in Water Resources, 33(4), 430–442. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2010.01.008
Milville, F. (1991). Etude hydrodynamique et quantification de la recharge des aquïfères en climat soudano-sahélien: application à un bassin expérimental au Burkina Faso. Soil Water Balance in the Sudano-SaheUan Zone (Proceedings of the Niamey Workshop, February 1991), 199, 175–186.
Moeck, C., Radny, D., Auckenthaler, A., Berg, M., Hollender, J., & Schirmer, M. (2017). Estimating the spatial distribution of artificial groundwater recharge using multiple tracers. Isotopes in Environmental and Health Studies, 53(5), 484–499. https://doi.org/10.1080/10256016.2017.1334651
Mohammadzadeh-Habili, J., & Khalili, D. (2020). Assessment of Artificial Recharge Dams and Improvement of Their Groundwater-Recharge Capacity. Journal of Hydrologic Engineering, 25(5). https://doi.org/10.1061/(ASCE)HE.1943-5584.0001909
Molénat, J., Habets, F., Douez, O., & Burger-leenhardt, D. (2016). Chapitre 3 : Hydrologie- hydrogéologie. 76.
Motz, L. H., Sousa, G. D., & Annable, M. D. (2001). Water budget and vertical conductance for Lowry (Sand Hill) lake in north-central Florida, USA. Journal of Hydrology, 250(1– 4), 134–148. https://doi.org/10.1016/S0022-1694(01)00434-6
231
Mouhri, A., Flipo, N., & Saleh, F. (2006). Etat de l’art sur les méthodes de caractérisation et de quantification des échanges nappe-rivière. Programme PIREN-Seine :Centre de Géosciences, MINES ParisTech, 35 Rue Saint-Honoré, 77305 Fontainebleau, 21.
Moulin, Laetitia. (2003). Prise en compte des barrages-réservoirs dans un modèle pluie-débit global. In Université Pierre et Marie Curie, Université Paris-Sud, Ecole des Mines de Paris & Ecole Nationale du Génie Rural des Eaux et des Forêts.
Moulin, Lætitia, Perrin, C., Michel, C., & Andréassian, V. (2005). Prise en compte de barrages- réservoirs dans un modèle pluie-débit global : application au cas du bassin de la Seine amont. La Houille Blanche, 5, 79–88. https://doi.org/10.1051/lhb:200505008
Mul, M., Obuobie, E., Appoh, R., Kankam-Yeboah, K., Bekoe-Obeng, E., Amisigo, B., Logah, F. Y., Ghansah, B., & McCartney, M. (2015). Water resources assessment of the Volta River Basin. In IWMI Working Papers (Vol. 166, Issue August 2017). https://doi.org/10.5337/2015.220
Mushtaha, A. M., Van Camp, M., & Walraevens, K. (2019). Quantification of recharge and runoff from rainfall using new GIS tool: Example of the Gaza Strip aquifer. Water (Switzerland), 11(1). https://doi.org/10.3390/w11010084
Mwaniki, M. W., Moeller, M. S., & Schellmann, G. (2015). A comparison of Landsat 8 (OLI) and Landsat 7 (ETM+) in mapping geology and visualising lineaments: A case study of central region Kenya. International Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences - ISPRS Archives, 40(7W3), 897–903. https://doi.org/10.5194/isprsarchives-XL-7-W3-897-2015
Naba, S. (2007). Propriétés magnétiques et caractères structuraux des granites du Burkina Faso oriental (Craton Ouest Africain, 2,2 – 2,0 Ga) : implications géodynamiques. Thèse de doctorat, Université de Toulouse III - Paul Sabatier (France), 163p.
Nakolendousse, S. (1991). Méthode d’évaluation de la productivité des sites aquifères au Burkina Faso : géologie , géophysique, télédetection. Thèse de doctorat, Université Joseph-Fourier - Grenoble I, 256p.
232
Ndanga Kouali, G. (2010). Compétition entre périmètres irrigués partageant la même ressource en eau : Cas de Mogtédo et Talembika. Fondation 2iE, 78p.
Nebie, O. (1993). Les amenagements hydro-agricoles au Burkina Faso: analyse et bilan critiques. Travaux - Institut de Geographie de Reims, 83–84, 123–140. https://doi.org/10.3406/tigr.1993.1617
Newborne, P., and Gansaonré, N. R. (2017). Agriculture, eau, climat et migration en terres semi-arides au Burkina Faso. Overseas Developpement Institute, 40p.
Nguyen, T. T., Kawamura, A., Tong, T. N., Nakagawa, N., Amaguchi, H., & Gilbuena, R. (2014). Hydrogeochemical characteristics of groundwater from the two main aquifers in the Red River Delta, Vietnam. Journal of Asian Earth Sciences, 93, 180–192. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.07.035
Nguyen, T. T., Kawamura, A., Tong, T. N., Nakagawa, N., Amaguchi, H., & Gilbuena, R. (2015). Clustering spatio-seasonal hydrogeochemical data using self-organizing maps for groundwater quality assessment in the Red River Delta, Vietnam. Journal of Hydrology, 522, 661–673. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2015.01.023
Nouvelot, J.-F. (1993). Guide des pratiques hydrologiques sur les petits bassins versants ruraux en Afrique tropicale et équatoriale. CIEH-ORSTOM, 539p.
Oblinger, J. A., Moysey, S. M. J., Ravindrinath, R., & Guha, C. (2010). A pragmatic method for estimating seepage losses for small reservoirs with application in rural India. Journal of Hydrology, 385(1–4), 230–237. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2010.02.023
Oga, M. S., Lasm, T., Yao, T. K., Soro, N., Saley, M. B., Kouassi, D., & Gnamba, F. (2009). Caractérisation chimique des eaux des aquifères defracture: Cas de la région de Tiassalé en Côte d’Ivoire. European Journal of Scientific Research, 31(1), 72–87.
Okounde, T. B. (2006). Etude des impacts environnementaux et sanitaires de l’utilisation des engrais et pesticides dans les périmètres irrigués du barrage de Mogtédo au Burkina Faso. Mémoire de fin d’études d’ingénieur, EIER -ETSHER, 81p.
233
Olayinka, A. I., & Yaramanci, U. (2000). Olayinka+Yaramanci_Assessment of the reliability of 2D inversion of apparent resistivity data_GP_2000.pdf. June 1999, 293–316. of 2D inversion of apparent resistivity data_GP_2000.pdf. June 1999, 293–316.
OMS. (2017). Directives de qualité pour l’eau de boisson: 4e éd. intégrant le premier additif. Organisation Mondiale de La Santé, 526p.ONBAH. (1986). Barrage de Mogtédo. Ministère de L’eau (Burkina Faso).
Orban, P., Bambara, A., Grommet, A., Zoundi, M., Derouane, J., Zangré, A., & Brouyère, S. (2018). Renforcement des capacités de la Direction Générale des Aménagements et du Développement de l’Irrigation et des Directions Régionales de l’Agriculture et de l’Hydraulique des Cascades, des Hauts bassins et du Plateau Central à concevoir et à mettre en œuvre des outils opérationnels de gestion des eaux souterraines pour l’agriculture irriguée-Rapport d'activités technique N° 3 relatif à la subvention 2017. Wallonie Bruxelles International.
Ouadba, J.-M. (2003). Caracteristiques de la végétation des milieux anthropisés de la province du Bazège au Burkina Faso. Thèse de doctorat, Université de Ouagadougou, 196p.
Oualid, M. M. (n.d.). Géophysique appliquée à l’hydrogéologie, la Tomographie de resistivité électrique 2D (TRE). Cours de Master, Université Kasdi Merbah Ouargla.
Ouandaogo-Yameogo, S., Blavoux, B., Nikema, J., Savadogo, A. N., Nikiema, J., & Savadogo, A. N. (2013). Caractérisation du fonctionnement des aquifères de socle dans la région de Ouagadougou à partir d’une étude de la qualité chimique des eaux. Revue Des Sciences de l’eau, 26(3), 173. https://doi.org/10.7202/1018784ar
Ouandaogo-Yameogo, S. (2008). Ressources en eau souterraine du centre urbain de Ouagadougou au Burkina-Faso : qualité et vulnérabilité. Thèse de doctorat, Ecole Doctorale SIBAGHE, 167, 254p.
Ouattara, G., Koffi, G. B., & Yao, A. K. (2012). Contribution des images satellitales Landsat 7 ETM+ à la cartographie lithostructurale du Centre-Est de la Côte d’Ivoire (Afrique de l’Ouest). International Journal of Innovation and Applied Studies, 1(1), 61–75. 234
Ouedraogo, I., Defourny, P., & Vanclooster, M. (2016). Mapping the groundwater vulnerability for pollution at the pan African scale. Science of the Total Environment, 544, 939–953. https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2015.11.135
Ouedraogo, M. (2016). Caractérisation des aquifères de socle pour l’amélioration de la productivité des forages d’hydraulique villageoise dans le bassin versant du Bandama blanc amont (Nord de la Côte d’Ivoire). Thèse de doctorat, Universite Paris-Saclay (France), 341p.
Ouedraogo, M. (2018). Décentralisation et dynamiques locales de développement durable au Burkina Faso : étude de cas dans les communes rurales dans la région de la Boucle du Mouhoun dans la partie nord-ouest du pays. Thèse de doctorat, Université du Maine (France), 241p.
Ouédraogo, M. (2012). Impact des changements climatiques sur les revenus agricoles au Burkina Faso. Journal of Agriculture and Environment for International Development, 106(1), 3–21.
Oweis, T., & Hachum, A. (2006). Water harvesting and supplemental irrigation for improved water productivity of dry farming systems in West Asia and North Africa. Agricultural Water Management, 80(1-3 SPEC. ISS.), 57–73. https://doi.org/10.1016/j.agwat.2005.07.004
Oxtobee, J. P. A., & Novakowski, K. (2002). A field investigation of groundwater/surface water interaction in a fractured bedrock environment. Journal of Hydrology, 269(3–4), 169–193. https://doi.org/10.1016/S0022-1694(02)00213-5
Oyarzún, R., Barrera, F., Salazar, P., Maturana, H., Oyarzún, J., Aguirre, E., Alvarez, P., Jourde, H., & Kretschmer, N. (2014). Evaluation multiple de la connectivité entre les eaux de surface et les eaux souterraines peu profondes: le cas du bassin versant de la Rivière Limari, partie central nord du Chili. Hydrogeology Journal, 22(8), 1857–1873. https://doi.org/10.1007/s10040-014-1170-9
Oyarzún, R., Zambra, S., Maturana, H., Oyarzún, J., Aguirre, E., & Kretschmer, N. (2016).
235
Chemical and isotopic assessment of surface water–shallow groundwater interaction in the arid Grande river basin, North-Central Chile. Hydrological Sciences Journal, 61(12), 2193–2204. https://doi.org/10.1080/02626667.2015.1093635
PADI. (2014a). Cartographie de l’occupation et de l’érodibilité des sols des bassins versants. Ministère de l’Agriculture et de La Sécurité Alimentaire (Burkina Faso).
PADI. (2014b). Synthèse des mesures réalisées dans la Plaine alluviale de Mogtédo. Ministère de l’Agriculture et de La Sécurité Alimentaire (Burkina Faso).
Pallo, F. J. ., and Thiombiano, L. (1989). Les sols ferrugineux tropicaux lessivés à concrétions du Burkina Faso : caractéristiques et contraintes pour l’utilisation agricole. Soltrop 89 : Actes Du Premier Séminaire Franco-Africain de Pédologie Tropicale, Lomé, 6-12 Février, 307–327.
Pan, Y. (2015). Modélisation couplée des écoulements de surface et de sub-surface dans un bassin versant par approches numériques à dimensions euclidiennes réduites. Thèse de doctorat, Université de Strasbourg (France), 99p.
Pan, Y., Weill, S., Ackerer, P., & Delay, F. (2015). A coupled stream flow and depth-integrated subsurface flow model for catchment hydrology. Journal of Hydrology, 530, 66–78. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2015.09.044
Panday, S., & Huyakorn, P. S. (2004). A fully coupled physically-based spatially-distributed model for evaluating surface/subsurface flow. Advances in Water Resources, 27(4), 361– 382. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2004.02.016
Pandey, D. N., Gupta, A. K., & Anderson, D. M. (2003). Rainwater harvesting as an adaptation to climate change. In Current Science (Vol. 85, Issue 1, pp. 46–59).
Parimalarenganayaki, S., & Elango, L. (2014). Impact of recharge from a check dam on groundwater quality and assessment of suitability for drinking and irrigation purposes. Arabian Journal of Geosciences, 7(8), 3119–3129. https://doi.org/10.1007/s12517-013- 0989-z
236
Parimalarenganayaki, S., & Elango, L. (2015). Assessment of effect of recharge from a check dam as a method of Managed Aquifer Recharge by hydrogeological investigations. Environmental Earth Sciences, 73(9), 5349–5361. https://doi.org/10.1007/s12665-014- 3790-8
Parimalarenganayaki, S., & Elango, L. (2018). Quantification of groundwater recharge and river bed clogging by daily water level measurements in a check dam. Arabian Journal of Geosciences, 11(8). https://doi.org/10.1007/s12517-018-3511-9
Pavelic, P., Villholth, K. G., Shu, Y., Rebelo, L. M., & Smakhtin, V. (2013). Smallholder groundwater irrigation in Sub-Saharan Africa: Country-level estimates of development potential. Water International, 38(4), 392–407. https://doi.org/10.1080/02508060.2013.819601
Payan, J. L. (2007). Prise en compte de barrages-réservoirs dans un modèle global pluie-débit. Thèse de doctorat, ENGREF (AgroParisTech), France, 256p.
Payen, J., Faurès, J., and Vallée, D. (2012). Small reservoirs and water storage for smallholder farming. The case for a new approach. AGWater Solutions, September, 1–60.
Payen, J., Faurès, J., and Vallée, D. (2012). Small reservoirs and water storage for smallholder farming. The case for a new approach. AGWater Solutions, September, 1–60.
Philip, J. R. (1969). Theory of Infiltration. In Advances in Hydroscience (Elsevier, Vol. 5). https://doi.org/10.1016/B978-1-4831-9936-8.50010-6
Pieyns, S. A. (2017a). Amélioration de la connaissance et de la gestion des eaux au Burkina Faso- Rapport Evaluation des Ressources en Eau et des Demandes Sectorielles et Bilan Besoins-Ressources. https://doi.org/P162723
Pieyns, S. A. (2017b). Amélioration de la connaissance et de lagestion des eaux au Burkina Faso - Rapport Evaluation des Ressources en Eau et des Demandes Sectorielles et Bilan Besoins-Ressources. https://doi.org/P162723
Piper, A. M. (1944). A graphic procedure in the geochemical interpretation of water - analyses. 237
Eos, Transactions American Geophysical Union, 25(6), 914–928. https://doi.org/10.1029/TR025i006p00914
Piquemal, D. (1991). Inventaire et bilan des retenues d’eau au Burkina Faso. Cahiers d’outre- Mer, 44(175), 259–280. https://doi.org/10.3406/caoum.1991.3399
Planète TP. (2009). Barrages. Ouvrages. http://www.planete-tp.com/barrages-r12.html, consulté le 12/12/2020
Pouyaud, B. (1986). Contribution à l’évaluation de l’évaporation de nappes d’eau libre en climat tropical sec - Exemples du lac de Bam et de la mare d’Oursi (Burkina Faso), du lac Tchad et d’Açudes du Nordeste Brésilien. Institut Français de Recherche Scientifique pour le Développement en Coopération (ORSTOM).
Prathapar, S. A., & Bawain, A. A. (2014). Impact of sedimentation on groundwater recharge at Sahalanowt Dam, Salalah, Oman. Water International, 39(3), 381–393. https://doi.org/10.1080/02508060.2014.895889
Prickett, T. A., and Lonnquist, C. G. (1971). Selected digital computer techniques for groundwater resource evaluation. Bulletin (Illinois State Water Survey) No. 55, 62p.
Razak, M. (1984). Application de méthodes numériques et statistiques à l’identification des réservoirs fissurés carbonatés en hydrogéologie. Thèse de doctorat d’Etat, Université des Sciences et Techniques, Languedoc, 384 p.
Reij, C., Tappan, G., & Belemvire, A. (2005). Changing land management practices and vegetation on the Central Plateau of Burkina Faso (1968-2002). Journal of Arid Environments, 63(3), 642–659. https://doi.org/10.1016/j.jaridenv.2005.03.010
Rescan, M. (2005). Prévision des ressources en eau Prévision des ressources en eau en Afrique de l’Ouest et Centrale jusqu’en 2099 par application des sorties du modèle d’évolution du climat HadCM3 au modèle hydrologique GR2M. DEA en Sciences de l’eau dans l’environnement continental, Université Montpellier II (France), 71p.
Riou, C. (1975). La détermination pratique de l’évaporation. Application a l’Afrique Centrale. 238
ORSTOM, 80, 236p.
Robert, E. (2011). Les risques de pertes en terre et en eau dans le bassin versant de la Doubégué (Burkina Faso): pour une gestion intégrée. Thèse de doctorat, Université Michel de Montaigne- Bordeaux 3 (France), 541p.
Rodier, J., Legube, B., and Merlet, N. (2009). L’Analyse de l’eau. 9e édition, 1526p. Dunod.
Rosenberry, D. O., & LaBaugh, J. W. (2008). Field Techniques for Estimating Water Fluxes Between Surface Water and Ground Water Techniques and Methods 4 – D2. U.S. Geological Survey, 115.
Roudier, P. (2012). Climat et agriculture en Afrique de l’Ouest : Quantification de l’impact du changement climatique sur les rendements et évaluation de l’utilité des prévisions saisonnières. Thèse de doctorat, Ecole Des Hautes Etudes En Sciences Sociales (France), 189p.
Rushton, K. R., & Weller, J. (1985). Response to pumping of a weathered-fractured granite aquifer. Journal of Hydrology, 80(3–4), 299–309.
Sacks, L., Swancar, A., & Lee, T. M. (1998). Estimating Ground-Water Exchange with Lakes Using Water-Budget and Chemical Mass-Balance Approaches for Ten Lakes in Ridge Areas of Polk and Highlands Counties , Florida. Water-Resources Investigations Report 98-4133, 47P.
Samé-Ekobo, A. (2018). Grands travaux et maladies à vecteurs au Cameroun: impact des aménagements ruraux et urbains sur le paludisme et autres maladies à vecteurs. IRD éditions.
Sandwidi, W. J. P. (2007). Groundwater potential to supply population demand within the Kompienga dam basin in Burkina Faso. PhD Thesis, Universitäts-und Landesbibliothek Bonn (Germany).
Sanou, K., Dipama, J.-M., Fusillier, J.-L., & Cecchi, P. (2015). Contribution des petits barrages à la sécurité alimentaire au Burkina Faso : le cas du barrage de Boura Contribution des 239
petits barrages à la sécurité alimentaire au Burkina Faso : le cas du barrage de Boura *. In Quelle contribution des universités au développement en Afrique ? (Issue Vol 1, pp. 577– 593). Colloque International de l’Université de Kara, Kara (TGO), 2014/05/12-16.
Santhanam, K., & Abraham, M. (2018). Assessment of surface water potential and groundwater recharge in ungauged watersheds: a case study in Tamil Nadu, India. Environmental Earth Sciences, 77(23), 0. https://doi.org/10.1007/s12665-018-7972-7
Saruchera, D. D., & Lautze, J. (2019). Small reservoirs in Africa: a review and synthesis to strengthen future investment. In IWMI Working Paper (Vol. 189). https://doi.org/10.5337/2019.209
Sauret, E.S.G. (2013). Etude des potentialités hydrogéologiques d’une plaine alluviale en relation avec les eaux souterraines et de surface dans un contexte d’agriculture irriguée (Burkina Faso). Thèse de doctorat, Université de Liège (Belgique), 215p.
Sauret, E.S.G., Beaujean, J., Nguyen, F., Wildemeersch, S., and Brouyere, S. (2015). Characterization of superficial deposits using electrical resistivity tomography (ERT) and horizontal-to-vertical spectral ratio (HVSR) geophysical methods: A case study. Journal of Applied Geophysics, 121, 140–148. https://doi.org/10.1016/j.jappgeo.2015.07.012o.2015.07.012
Savadogo, A. N. (1975). Hydrogeologie du Bassin versant de la Haute-Sissili (Haute-Volta). Thèse 3e cycle, Université de Grénoble I.
Savadogo, N. (1984). Géologie et hydrogéologie du socle cristallin de Haute-Volta : étude régionale du bassin versant de la Sissili. Thèse de doctorat, Université scientifique et médicale de Grénoble (France), 179p.
Savenije, H. H. G., & Van der Zaag, P. (2008). Integrated water resources management: Concepts and issues. Physics and Chemistry of the Earth, 33(5), 290–297. https://doi.org/10.1016/j.pce.2008.02.003
Scanlon, B. R., Healy, R. W., & Cook, P. G. (2002). Choosing appropriate techniques for quantifying groundwater recharge. Hydrogeology Journal, 10(1), 18–39. 240
Scanlon, B. R., Keese, K. E., Flint, A. L., Flint, L. E., Gaye, C. B., Edmunds, W. M., & Simmers, I. (2006). Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid regions. Hydrological Processes, 20(15), 3335–3370.
Schmengler, A. C. (2011). Modeling soil erosion and reservoir sedimentation at hillslope and catchment scale in semi-arid Burkina Faso. Vlek, Paul L.G. et Al., 80, 283. http://www.zef.de/fileadmin/webfiles/downloads/zefc_ecology_development/eds_80_sc hmengler_text.pdf
Schoeller, H. (1956). Zone et rayon d’appel, dÉbits spÉcifiques des forages et puits. calcul des constantes des couches aquifères et de la longueur du front d’emprunt. International Association of Scientific Hydrology. Bulletin, 1(1), 24–41. https://doi.org/10.1080/02626665609493639
Schultz, B. (2002). Role of Dams in Irrigation, Drainage and Flood Control. International Journal of Water Resources Development, 18(1), 147–162. https://doi.org/10.1080/07900620220121710
Shah, R. B. (1993). Role of Major Dams in the Indian Economy. International Journal of Water Resources Development, 9(3), 319–336. https://doi.org/10.1080/07900629308722592
Sharda, V. N., Kurothe, R. S., Sena, D. R., Pande, V. C., & Tiwari, S. P. (2006). Estimation of groundwater recharge from water storage structures in a semi-arid climate of India. Journal of Hydrology, 329(1–2), 224–243. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2006.02.015
Sharma, M. L., & Hughes, M. W. (1985). Groundwater recharge estimation using chloride, deuterium and oxygen-18 profiles in the deep coastal sands of Western Australia. Journal of Hydrology, 81(1–2), 93–109. https://doi.org/10.1016/0022-1694(85)90169-6
Shen, C., & Phanikumar, M. S. (2010). A process-based, distributed hydrologic model based on a large-scale method for surface-subsurface coupling. Advances in Water Resources, 33(12), 1524–1541. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2010.09.002
Simmers, I. (2013). Estimation of natural groundwater recharge (Vol. 222). Springer Science & Business Media. 241
Simmons, C. T., Brunner, P., Therrien, R., & Sudicky, E. A. (2020). Commemorating the 50th anniversary of the Freeze and Harlan (1969) Blueprint for a physically-based, digitally- simulated hydrologic response model. Journal of Hydrology, 584(1969), 124309. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2019.124309
Singh, A. (2014). Conjunctive use of water resources for sustainable irrigated agriculture. Journal of Hydrology, 519(PB), 1688–1697. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.09.049
Singh, A., Panda, S. N., Uzokwe, V. N. E., & Krause, P. (2019). An assessment of groundwater recharge estimation techniques for sustainable resource management. Groundwater for Sustainable Development, 9(December 2018), 100218. https://doi.org/10.1016/j.gsd.2019.100218
Singh, P. V. (2019). Dam breach modelind technology. Water Science and technology Librar (Vol. 17, Issue 9). https://doi.org/10.1017/CBO9781107415324.004
Smedley, P. L. (2002). Groundwater Quality Information Burkina Faso. British Geological Survey, 1–4.
Somé, K., Dembélé, Y., Somé, L., & Millogo-Rasolodimby, J. (2008). Pollution agricole des eaux dans le bassin du Nakambé : cas des réservoirs de Loumbila et de Mogtédo au Burkina Faso. Sud Science, N°16, 14–22.
Song, J. H., Kang, M. S., Song, I., & Jun, S. M. (2016). Water balance in irrigation reservoirs considering flood control and irrigation efficiency variation. Journal of Irrigation and Drainage Engineering, 142(4), 1–14. https://doi.org/10.1061/(ASCE)IR.1943- 4774.0000989
Sophocleous, M. (2002). Interactions between groundwater and surface water: The state of the science. Hydrogeology Journal, 10(1), 52–67. https://doi.org/10.1007/s10040-001-0170-8
Soro, D. D. (2017). Caractérisation et modélisation hydrogéologique d’un aquifère en milieu de socle fracturé: cas du site expérimental de Sanon (région du plateau central au Burkina Faso). Université Pierre et Marie Curie–Paris 6 (UPMC) - Institut International d’Ingénierie de l’Eau et de l’Environnement (2iE), 249p. 242
Soro, D. D., Koïta, M., Biaou, C. A., Outoumbe, E., Vouillamoz, J. M., Yacouba, H., & Guérin, R. (2017). Geophysical demonstration of the absence of correlation between lineaments and hydrogeologically usefull fractures: Case study of the Sanon hard rock aquifer (central northern Burkina Faso). Journal of African Earth Sciences, 129, 842–852. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2017.02.025
Souchon, Y., & Nicolas, V. (2011). Barrages et seuils : principaux impacts environnementaux. Onema-Cemagref (Vols. 23–24, Issue 1)
Sprumont, C. (2016). Caractérisation des conditions hydrogéologiques au voisinage de petites retenues d’eau d’irrigation (Mogtédo, Burkina Faso). Mémoire de Master, Université de Liège (Belgique)
Sprumont, C., Bambara, A., Briers, P., Compaoré, N., Zoundi, M., Guyon, F., Orban, P., and Brouyère, S. (2016). Caractérisation des conditions hydrogéologiques au voisinage de petites retenues d’eau d ’ irrigation : Le cas de la cuvette de Mogtedo au Burkina Faso. Atelier de Capitalisation Des Résultats et Acquis Du PADI, Ouagadougou, Burkina Faso, 14-15 Novembre.
Stålnacke, P., & Gooch, G. D. (2010). Integrated Water Resources Management. Irrigation and Drainage Systems, 24(3–4), 155–159. https://doi.org/10.1007/s10795-010-9106-6
Stephens, D. B. (1994). A Perspective on Diffuse Natural Recharge Mechanisms in Areas of Low Precipitation. Soil Science Society of America Journal, 58(July 1992), 40. https://doi.org/10.2136/sssaj1994.03615995005800010006x
Sukhija, B. S., Reddy, D. V, Nandakumar, M. V, & Rama. (1997). A method for evaluation of artificial recharge through percolation tanks using environmental chloride. Groundwater, 35(1), 161–165.
Sulis, M., Meyerhoff, S. B., Paniconi, C., Maxwell, R. M., Putti, M., & Kollet, S. J. (2010). A comparison of two physics-based numerical models for simulating surface water- groundwater interactions. Advances in Water Resources, 33(4), 456–467. https://doi.org/10.1016/j.advwatres.2010.01.010
243
Tang, Y. han, Wu, J. feng, Li, P. yi, Zhang, L. juan, Chen, X. hong, & Lin, K. rong. (2019). Quantifying Flood Frequency Modification Caused by Multi-Reservoir Regulation. Water Resources Management, 33(13), 4451–4470. https://doi.org/10.1007/s11269-019-02374- w
Taylor, R., & Howard, K. (2000). A tectono-geomorphic model of the hydrogeology of deeply weathered crystalline rock: Evidence from Uganda. Hydrogeology Journal, 8(3), 279–294. https://doi.org/10.1007/s100400000069
Teka, D., van Wesemael, B., Vanacker, V., Poesen, J., Hallet, V., Taye, G., Deckers, J., & Haregeweyn, N. (2013). Evaluating the performance of reservoirs in semi-arid catchments of Tigray: Tradeoff between water harvesting and soil and water conservation. Catena, 110, 146–154. https://doi.org/10.1016/j.catena.2013.06.001
The World Factbook. (2020). electricity - from hydroelectric plants. Central Intelligence Agency. https://www.cia.gov/library/publications/resources/the-world- factbook/geos/xx.html, consulté le 03/08/2020
Theis, C. V. (1935). The relation between the lowering of the piezometric surface and the rate and duration of discharge of a well using groundwater storage. Transactions American Geophysical Union, 519–524.
Therrien, R., McLaren, R. G. G., Sudicky, E. A. A., and Panday, S. M. M. (2010). HydroGeoSphere: a three-dimensional numerical model describing fully-integrated subsurface and surface flow and solute transport. Groundwater Simulations Group, University of Waterloo, Waterloo, 322p.
Therrien, R., & Sudicky, E. A. (1996). Three-dimensional analysis of variably-saturated flow and solute transport in discretely- fractured porous media. Journal of Contaminant Hydrology, 23(95), 1–44. https://doi.org/10.1016/0169-7722(95)00088-7
Thornthwaite, C. W. (1948). An Approach toward a Rational Classification of Climate. Geographical Review, 38(1), 55–94. https://doi.org/10.2307/210739
Tirogo, J. (2016). Etude du fonctionnement hydrodynamique de l’aquifère sédimentaire du 244
bassin du Kou au sud-ouest du Burkina Faso. Thèse de doctorat, Université Pierre et Marie Curie (UPMC) et Institut International d’ingénierie de l’Eau et de l’Environnement (2iE), 245p.
Toé, G. (2004). Apport de nouvelles technique géophysiques à la connaissance des aquifères de socle Tomographie électrique Electromagnétisme fréquentiel Résonance magnétique protonique Applications au Burkina Faso. Thèse de doctorat, Université Pierre et Marie Curie (France), 272p.
Toé, M. (1989). Etudes hydrochimiques et isotopiques des eaux souterraines au Burkina Faso. Memoire de Fin d’études d’ingenieur des Sciences et Techniques de l’eau, Université de Ouagadougou., 44p.
Toran, L. (2019). Groundwater–Surface Water Interaction. Encyclopedia of Water, Figure 3, 1–12. https://doi.org/10.1002/9781119300762.wsts0027
Tossou, Y. Y. J., Orban, P., Gesels, J., Otten, J., Yessoufou, S., Boukari, M., & Brouyère, S. (2017). Hydrogeochemical mechanisms governing the mineralization and elevated fluoride (F-) contents in Precambrian crystalline aquifer groundwater in central Benin, Western Africa. Environmental Earth Sciences, 76(20), 691. https://doi.org/10.1007/s12665-017-7000-3
Touré, H., Traoré, S. E., Ouedraogo, Y., Yonkeu, S., Ouedraogo, J. B., Kinda-Badini, F., Bathiebo, D. J., Zougrana, T. P., & Touré, S. (2011a). Bassins hydrographiques et ressources en eau. In Elaboration du PANA Programmatique du Burkina Faso : Etudes de modélisation climatique, d’évaluation des risques et d’analyse de la vulnérabilité aux changements climatiques 81p.
Touré, H., Traoré, S. E., Ouedraogo, Y., Yonkeu, S., Ouedraogo, J. B., Kinda-Badini, F., Bathiebo, D. J., Zougrana, T. P., & Touré, S. (2011b). Géologie et bassin minier. In Elaboration du PANA Programmatique du Burkina Faso : Etudes de modélisation climatique, d’évaluation des risques et d’analyse de la vulnérabilité aux changements climatiques, 81p..
245
Trask, J. C., Fogg, G. E., & Puente, C. E. (2017). Resolving hydrologic water balances through a novel error analysis approach, with application to the Tahoe basin. Journal of Hydrology, 546, 326–340. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2016.12.029
Triboulet, J. P., Gonni, D. C., Nouvelot, J. F., Lamachere, J. M., Puech, C., & Faures, J. M. (1996). Crues et apports. Manuel pour l’estimation des crues décennales et des apports annuels pour les petits bassins versants non jaugés de l’Afrique sahélienne et tropicale sèche. FAO, 92-5–20387, 244.
Turral, H., Burke, J., & Faurès, J.-M. (2011). Climate change, water and food security. In Food and Agriculture Organization of the United Nations (FAO) (Issue 36). Food and Agriculture Organization of the United Nations (FAO).
Uhl Jr, V. W., & Sharma, G. K. (1978). Results of Pumping Tests in Crystalline‐Rock Aquifers a. Groundwater, 16(3), 192–203. van der Sommen, J. J., & Geirnaert, W. (1988). On the continuity of aquifer systems on the crystalline basement of Burkina Faso. In EstinuJtion of Natural Groundwater Recharge (Vol. 60, Issue 8, pp. 29–45). van Genuchten, M. T. (1980). A Closed-form Equation for Predicting the Hydraulic Conductivity of Unsaturated Soils1. Soil Science Society of America Journal, 44(5), 892. https://doi.org/10.2136/sssaj1980.03615995004400050002x
VanderKwaak, J. E. (1999). Numerical simulation of flow and chemical transport in integrated surface-subsurface hydrologic systems. Department of Earth Sciences, 218p.
Venot, J. P., & Cecchi, P. (2011). Valeurs d’usages ou performances techniques: Commencer apprécier le rôle des petits barrages en Afrique subsaharienne. 20, 112–117.
Villholth, K. G. (2013). Groundwater irrigation for smallholders in Sub-Saharan Africa - a synthesis of current knowledge to guide sustainable outcomes. Water International, 38(4), 369–391. https://doi.org/10.1080/02508060.2013.821644
Volpi, E., Di Lazzaro, M., Bertola, M., Viglione, A., & Fiori, A. (2018). Reservoir Effects on 246
Flood Peak Discharge at the Catchment Scale. Water Resources Research, 54(11), 9623– 9636. https://doi.org/10.1029/2018WR023866
Wang, K., Davies, E. G. R., & Liu, J. (2019). Integrated water resources management and modeling: A case study of Bow river basin, Canada. Journal of Cleaner Production, 240, 118242. https://doi.org/10.1016/j.jclepro.2019.118242
Weill, S., Mouche, E., & Patin, J. (2009). A generalized Richards equation for surface/subsurface flow modelling. Journal of Hydrology, 366(1–4), 9–20. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2008.12.007
Wellens, J. (2012). Note technique: Recensement hydro-agricole: Mogtedo – Mars 2012. WBI- APEFE, 921, 1–7.
Wellens, J., Traoré, F., Diallo, M., Dakouré, D., Compaoré, N. F., Karambiri, H., Ye, D., Deprez, F., Tychon, B., & Derouane, J. (2007). Renforcement structurel de la capacité de gestion des ressources en eau pour l’agriculture dans le bassin du Kou - rapport technique n°1 (2005-2006).
White, A. R. T. F., Benson, S. M., & Yee, A. W. (1991). 2. Geochemical Parameters Influencing Selenium Mobility. 27(6), 1085–1098.
White, W. R. (2019). World water: resources, usage and the rôle of man-made reservoirs. Foundation for Water Research: Vol. Third edition.
Willems, T., Orban, P., Briest, P., & Brouyѐre, S. (2016). Délivrable D4.3 : Amélioration du modèle mathématique développé pour la masse d’eau RWM021 dans le cadre du projet Synclin’EAU. ULg - Université de Liège. http://hdl.handle.net/2268/201157
Winter, T.C., LaBaugh, J. W., & Rosenberry, D. O. (1988). The design and use of a hydraulic potentiomanometer in hydraulic of differences head direct measurement between and surface water groundwater. Limnology and Oceanography, 33(5), 1209–1214. https://doi.org/10.4319/lo.1988.33.5.1209
Winter, Thomas C. (1981). Uncertainties in Estimating the Water Balance of Lakes. JAWRA 247
Journal of the American Water Resources Association, 17(1), 82–115. https://doi.org/10.1111/j.1752-1688.1981.tb02593.x
Winter, Thomas C. (1995). Recent advances in understanding the interaction of groundwater and surface water. Reviews of Geophysics, 33(2 S), 985–994. https://doi.org/10.1029/95RG00115
Winter, Thomas C. (1999). Relation of streams, lakes, and wetlands to groundwater flow systems. Hydrogeology Journal, 7(1), 28–45. https://doi.org/10.1007/s100400050178
Winter, Thomas C., Harvey, J. W., Franke, O. L., & Alley, W. M. (1998). Ground Water and Surface Water - A single Resource - U.S. Geological Survey Circular 1139. USGS Publications, Circular 1, 79p.
Wisser, D., Frolking, S., Douglas, E. M., Fekete, B. M., Schumann, A. H., & Vörösmarty, C. J. (2010). The significance of local water resources captured in small reservoirs for crop production - A global-scale analysis. Journal of Hydrology, 384(3–4), 264–275. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2009.07.032
WMO, & UNESCO. (2012). International Glossary of Hydrology. World Meteorological Organization,Vol. 385, Issue 12.
Woessner, W. W. (2000). Stream and fluvial plain ground water interactions: Rescaling hydrogeologic thought. In Ground Water (Vol. 38, Issue 3, pp. 423–429). https://doi.org/10.1111/j.1745-6584.2000.tb00228.x
Woodhouse, P., Veldwisch, G. J., Venot, J. P., Brockington, D., Komakech, H., & Manjichi, Â. (2017). African farmer-led irrigation development: re-framing agricultural policy and investment? Journal of Peasant Studies, 44(1), 213–233. https://doi.org/10.1080/03066150.2016.1219719
World Commission on Dams. (2000). Dams and development: A new framework for decision- making: The report of the world commission on dams. Earthscan
Wright, E. P. (1992). The hydrogeology of crystalline basement aquifers in Africa. Geological 248
Society Special Publication, 66, 1–27. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1992.066.01.01
Xu, S., Frey, S. K., Erler, A. R., Khader, O., Berg, S. J., Hwang, H. T., Callaghan, M. V., Davison, J. H., & Sudicky, E. A. (2020). Investigating Groundwater-Lake Interactions in the Laurentian Great Lakes with a Fully-Integrated Surface Water-Groundwater Model. Journal of Hydrology, 125911. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2020.125911
Yaméogo, D. (1988). Hydrogéologie des formations fissurées de la partie sud du plateau Mossi entre le Nazino et le Nakambe (région de Kombissiri-Manga). Thèse de doctorat, Université Scientifique et Médicale de Grenoble,165p .
Yang, C. C., Chang, L. C., Chen, C. S., & Yeh, M. S. (2009). Multi-objective planning for conjunctive use of surface and subsurface water using genetic algorithm and dynamics programming. Water Resources Management, 23(3), 417–437. https://doi.org/10.1007/s11269-008-9281-5
Yang, Z., Zhou, Y., Wenninger, J., & Uhlenbrook, S. (2014). A multi-method approach to quantify groundwater/surface water-interactions in the semi-arid Hailiutu River basin, northwest China. Hydrogeology Journal, 22(3), 527–541. https://doi.org/10.1007/s10040- 013-1091-z
Yao, T. K., Oga, M., Fouché, O., Baka, D., & Biemi, C. P. J. (2012). Évaluation de la potabilité chimique des eaux souterraines dans un bassin versant tropical : cas du Sud-Ouest de la Côte d’Ivoire. International Journal of Biological and Chemical Sciences., 6(6), 7069–7086.
Youan Ta, M., Lasm, T., Jourda, J., Kouamé, K., & Razack, M. (2008). Cartographie des accidents géologiques par imagerie satellitaire Landsat-7 ETM+ et analyse des réseaux de fractures du socle précambrien de la région de Bondoukou (nord-est de la Côte d´Ivoire). Télédétection, 8(2), 119–135.
Yuguda, T. K., Li, Y., Zhang, W., & Ye, Q. (2020). Incorporating water loss from water storage and conveyance into blue water footprint of irrigated sugarcane: A case study of Savannah Sugar Irrigation District, Nigeria. Science of the Total Environment, 715. https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2020.136886
249
Zhao, D., Wang, G., Liao, F., Yang, N., Jiang, W., Guo, L., Liu, C., & Shi, Z. (2018). Groundwater-surface water interactions derived by hydrochemical and isotopic (222Rn, deuterium, oxygen-18) tracers in the Nomhon area, Qaidam Basin, NW China. Journal of Hydrology, 565(August), 650–661. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2018.08.066
Zhao, G., & Gao, H. (2019). Estimating reservoir evaporation losses for the United States: Fusing remote sensing and modeling approaches. Remote Sensing of Environment, 226(March), 109–124. https://doi.org/10.1016/j.rse.2019.03.015
Zhou, T., Nijssen, B., Gao, H., & Lettenmaier, D. P. (2016). The contribution of reservoirs to global land surface water storage variations. Journal of Hydrometeorology, 17(1), 309– 325. https://doi.org/10.1175/JHM-D-15-0002.1
250
Annexes
Annexe 1. Classification des résistivités interprétées des sections P4 et P5 du site de Kierma
Annexe 2.. Modèles géologiques des sections P1, P2 et P3 du site Kierma
Annexe 3. Modèles géologiques des sections P4 et P5 du site de Kierma
251
Annexe 4. Classification des résistivités interprétées des sections P1 à P10 du site de Mogtédo
252
253
Annexe 5. Modèles géologiques des sections P1 et P12 du site de Mogtédo
254
255
Annexe 6. Caractéristiques des micropiézomètres et les investigations réalisés dans le bassin de Kierma
Longitude Latitude Altitude (m) Profondeur Nom (decimal (decimal Investigations réalisées -nivellement totale (m) degree) degree) PZRG1 -1.24583 12.01872 309.37 5.11 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG2 -1.24746 12.01833 311.55 5.41 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG3 -1.24892 12.01704 312.26 5.71 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG4 -1.24892 12.01551 311.51 5.49 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG5 -1.25061 12.01531 312.57 5.46 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG6 -1.25098 12.01269 311.45 5.42 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG7 -1.25374 12.01301 311.54 6.15 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRG8 -1.25705 12.01078 310.82 8 Suivi de la nappe, échantillonage PZRD1 -1.24363 12.01797 309.51 3.61 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRD2 -1.24332 12.01444 312.48 5.71 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRD3 -1.24381 12.01331 310.88 6 Suivi de la nappe, échantillonage PZRD4 -1.24518 12.01101 311.37 5.44 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRD5 -1.24854 12.01045 311.37 5.06 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZRD6 -1.25147 12.01017 310.81 5.5 Suivi de la nappe, échantillonage PZA1 -1.24561 12.01947 309.11 5.35 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZA2 -1.24521 12.02018 308.24 4.1 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZA3 -1.24353 12.02032 307.00 5.75 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZA4 -1.24189 12.02091 308.84 2.18 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZA5 -1.24377 12.0231 306.19 4.25 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZA6 -1.24698 12.02151 309.26 7 Monitoring, Sampling, Slug test
256
Annexe 7. Caractéristiques des micropiézomètres et les investigations réalisés dans le bassin de Mogtédo
Longitude Latitude Altitude (m) Profondeur Nom (decimal (decimal Investigations réalisées -nivellement totale (m) degree) degree) PZ1 -0.83163 12.31341 276.08 5.72 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ2 -0.83495 12.31192 275.82 5.71 Suivi de la nappe, échantillonage PZ3 -0.83666 12.30917 274.54 6.89 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test Pz4 -0.8327 12.31085 275.64 7.07 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test Pz5 -0.82119 12.31839 275.42 4.92 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ6 -0.81896 12.32309 275.19 5.94 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ7 -0.82883 12.31612 275.40 5.29 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ9 -0.83408 12.30615 274.23 7.15 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ10 -0.83737 12.30501 273.38 5.61 Suivi de la nappe PZ11 -0.83635 12.30101 272.91 7.03 Suivi de la nappe, échantillonage PZ12 -0.83814 12.29791 270.98 8.46 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ13 -0.83034 12.30523 272.17 5 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ14 -0.82418 12.30365 272.70 5.97 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ15 -0.81787 12.30328 275.09 5.77 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ16 -0.8115 12.31025 275.76 6.38 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ17 -0.8115 12.31025 275.11 5.11 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ17_1 -0.80862 12.31838 275.11 5.22 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ17_2 0.80862 12.31838 275.12 4.93 Suivi de la nappe, échantillonage PZ17_3 -0.80867 12.31835 275.15 4.81 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ 18 -0.80865 12.31834 275.99 6.69 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ19 -0.82204 12.30087 274.03 5.61 Suivi de la nappe, échantillonage, Slug test PZ20 -0.82921 19.29597 271.79 5.04 Suivi de la nappe, échantillonage PZ21 -0.82403 12.29943 273.59 4.94 Suivi de la nappe, échantillonage PZ22 -0.80494 12.3258 275.48 5.2 Suivi de la nappe, échantillonage PZ23 -0.83059 12.29979 271.40 6.02 Suivi de la nappe, échantillonage PM1 -0.83101 12.31786 275.50 4.02 Suivi de la nappe, échantillonage P2M 12.31930 -0.83161 275.59 4.02 Suivi de la nappe, échantillonage P3M 12.32206 -0.83114 276.08 4.02 Suivi de la nappe, échantillonage P4M 12.32369 -0.83044 276.29 4.02 Suivi de la nappe, échantillonage
257
Annexe 8. Caractéristiques des puits recensés dans le bassin de Kierma et environnants
Longitude (decimal Latitude (decimal village Altitude (m) -MNT Profondeur totale (m) degree) degree) Toanga 11.997250 -1.246817 295.00 12.46 Toanga 11.999133 -1.237683 295.28 12.70 Toanga 11.996733 -1.241817 300.00 18.25 Toanga 11.997750 -1.241767 300.00 11.08 Toanga 11.999150 -1.237717 295.28 12.71 Sabraogo 11.986633 -1.251850 305.00 17.40 Sabraogo 11.986117 -1.253667 305.00 5.80 Sabraogo 11.991100 -1.252750 300.00 12.79 Sabraogo 11.991383 -1.252700 300.00 10.31 Widi 12.013867 -1.277000 293.99 11.93 Widi 12.015783 -1.269333 291.91 14.17 Widi 11.998533 -1.294050 300.17 13.57 Widi 12.003200 -1.290183 303.84 19.87 Kierma 12.034617 -1.234783 283.87 22.94 Kierma 12.009317 -1.232567 296.53 25.92 Nakomstenga 11.994550 -1.192033 300.00 16.50 Nakomstenga 11.996450 -1.186850 300.00 28.59 Kamsando 11.984000 -1.313950 306.65 9.64 Kamsando 11.983983 -1.312400 306.65 7.34 Kamsando 11.984150 -1.312567 306.65 9.63 Kamsando 11.984417 -1.312617 310.00 6.45 Kamsando 11.984100 -1.312717 306.65 8.47 Kamsando 11.993017 -1.306817 311.35 11.90 Kondkoikin 11.971200 -1.333017 324.22 21.33 Kondkoikin 11.978133 -1.323600 319.87 18.38 Soula 11.973900 -1.291600 305.81 12.68 Soula 11.962950 -1.289633 315.00 11.55 Soula 11.961183 -1.282417 318.28 9.00 Fourgo 11.961183 -1.282417 318.28 7.51 Fourgo 11.957917 -1.286417 317.49 9.85 Fourgo 11.949217 -1.269383 321.81 13.43 Fourgo 11.953367 -1.269417 323.55 16.21 Fourgo 11.961767 -1.260217 328.76 23.20 Fourgo 11.958433 -1.268150 328.43 12.67 Fourgo 11.948983 -1.288800 325.00 12.15 Fourgo 11.947183 -1.287917 325.00 13.73 Fourgo 11.945867 -1.288000 325.00 14.08
258
Fourgo 11.945183 -1.286467 325.00 12.96 Fourgo 11.950633 -1.290550 316.92 11.90 Fourgo 11.956600 -1.297683 317.38 15.24 Yorgo 11.948683 -1.316133 330.00 18.90 Yorgo 11.949200 -1.323317 328.69 13.94 Yorgo 11.952117 -1.326783 325.16 9.76 Yorgo 11.952017 -1.330717 330.00 20.20 Yorgo 11.944500 -1.329983 330.00 20.80 Toaming 11.964000 -1.301917 320.89 14.30 Toaming 11.963300 -1.298267 315.27 17.55 kombougo 11.981317 -1.230750 310.00 11.73 kombougo 11.982750 -1.228700 313.93 15.29 kombougo 11.968583 -1.215633 315.00 9.32 kombougo 11.967467 -1.218633 315.00 17.71 Koassa 12.002400 -1.339417 316.92 17.65 Koassa 12.007717 -1.338700 315.00 8.28 Koassa 12.007133 -1.334833 316.16 20.94 Wentenga 11.952783 -1.374550 335.00 16.80 Koeken 11.947100 -1.362950 335.00 17.45 Zinikoui 11.906967 -1.326150 320.00 10.90 Zinikoui 11.907933 -1.322550 322.82 11.25 Zinikoui 11.912383 -1.320883 326.83 16.80 Koussala 11.938183 -1.273467 326.03 17.66 Koussala 11.942500 -1.269800 325.28 19.24 Koussala 11.943667 -1.267050 325.28 9.46 Koussala 11.945650 -1.263233 316.54 11.01 Koussala 11.943850 -1.260317 321.84 10.03 Lanogo 11.948917 -1.243033 310.00 9.25 Lanogo 11.949600 -1.240717 315.00 16.30 Lanogo 11.947500 -1.258900 315.00 10.36 Lanogo 11.946600 -1.244283 310.00 13.14 Tula 11.954917 -1.211817 311.26 17.57
259
Annexe 9. Analyse de sensibilité de la capacité maximale de stockage de l'eau sur les calculs de la recharge naturelle
Date P (mm) R (mm) Smax (mm) ET (mm) Iwtrsd (mm) 100 670 242 2012-2013 1013 101 200 770 142 100 680 52 2013-2014 814 81 200 732 0 100 709 57 2014-2015 851 85 200 766 0 100 648 185 Kierma 2015-2016 925 92 200 748 85 100 617 111 2016-2017 810 81 200 717 11 100 700 34 2017-2018 820 87 200 734 0 100 601 169 2018-2019 851 81 200 701 69 100 625 157 2012-2013 902 121 200 725 57 100 544 0 2013-2014 611 67 200 544 0 100 636 59 2014-2015 794 99 200 695 0 100 632 137 Mogtédo 2015-2016 886 116 200 732 37 100 630 72 2016-2017 805 103 200 701 0 100 706 6 2017-2018 833 121 200 712 0 100 568 159 2018-2019 819 92 200 668 59
260
Annexe 10. Besoins en eau des cultures du bassin de Kierma
Paramètres climatiques Décembre Janvier Février Mars Rainfall (mm) 0.00 0.00 9.14 11.94 ET0 (mm) 130.74 142.76 148.75 181.33
Semis des cultures en décembre et récolte en mars
Décembre Janvier Février Mars Kc 0.2 0.5 1 0.9 ETc 26.15 71.38 148.75 163.20 S 0.00 0.00 0.00 0.00 Peff 0.00 0.00 9.14 11.94 BE (mm/ha) 26.15 71.38 139.61 151.26 BE net (m³/ha) 261.48 713.82 1396.09 1512.56 efficience d'irrigation 0.60 0.60 0.60 0.60 BE bruts (m³/ha) 435.79 1189.71 2326.82 2520.93 BE Total (m³/ha) 6473.24 BE moyens journaliers (m³/ha) 54
Note : ET0 = évapotranspiration de référence (mm) ; Kc = coefficient cultural ; ETc = évapotranspiration des cultures (mm) ; S =capacité de stockage en eau des sols (mm) ; Peff : Pluie efficace ; BE = besoin en eau des cultures (mm/ha or m³/ha)
261
Annexe 11. Besoins en eau des cultures du bassin de Mogtédo
Paramètres climatiques Décembre Janvier Février Mars Rainfall (mm) 0.83 0.30 0.13 3.33 ET0 (mm) 130.74 142.76 148.75 181.33
Semis des cultures en décembre et récolte en mars
Décembre Janvier Février Mars Kc 0.2 0.5 1 0.9 ETc 26.15 71.38 148.75 163.20 S 0.00 0.00 0.00 0.00 Peff 0.83 0.30 0.13 3.33 BE (mm/ha) 25.32 71.08 148.62 159.87 BE net (m³/ha) 253.23 710.82 1486.24 1598.71 efficience d'irrigation 0.60 0.60 0.60 0.60 BE bruts (m³/ha) 422.04 1184.71 2477.07 2664.51 BE Total (m³/ha) 6748.33 BE moyens journaliers (m³/ha) 56
Note : ET0 = évapotranspiration de référence (mm) ; Kc = coefficient cultural ; ETc = évapotranspiration des cultures (mm) ; S =capacité de stockage en eau des sols (mm) ; Peff : Pluie efficace ; BE = besoin en eau des cultures (mm/ha or m³/ha)
262
Annexe 12. Bilan hydrique moyen annuel à l'échelle du bassin versant
Volume d'eau total Volume d'eau Volume d'eau Variation de Pluviométrie Pompage Erreur du Année ETR (m³/an) transitant dans le souterraine stocké en stock d'eau (∆S) Erreur en % (m³/an) (m³/an) bilan (m³/an) milieu (m³/an) (m³/an) surface (m³/an) (m³/an)
2012 80837950 -61130000 -147600 19560350 21340000 -1978100 19360000 200350 1 2013 62850000 -61820000 -147200 882800 5229000 -623900 4610000 -3727200 136 2014 78970000 -66130000 -147200 12692800 15601000 -2312100 13190000 -497200 4 2015 77369000 -67550000 -147200 9671800 13790000 -1652000 12120000 -2448200 22 2016 86603000 -68320000 -147600 18135400 19827900 -3202020 16594400 1541000 9 2017 82070000 -67020000 -147200 14902800 17364000 -899100 16455000 -1552200 10 2018 87234000 -67120000 -147200 19966800 18781000 -689400 17975000 1991800 10 Moyenne 82180658 -66211667 -147333 15821658 17783983 -1788787 15949067 -127408 9.3 (sans 2013)
263