ARTICLE
Auteur(s) : Jean-Louis Rajot1,
Harouna
Karambiri2, Olivier Ribolzi3, Olivier
Planchon4, Jean-Pierre
Thiebaux3
1IRD, UR 176 Solutions Université Abdou-Moumouni
(UAM) IRD, BP 11416 Niamey Niger
22iE (Groupe EIER-ETSHER) UTER GVEA 01 BP 594
Ouagadougou 01 Burkina Faso
3IRD UR 176 Solutions IRD-IWMI-NAFRI BP
06 Vientiane Laos RDP
4IRD UR 176 Solutions Po Box 1025 Kasetsart
University Bangkok 10903 Thailand
Les sols sableux couvrent la majorité de la surface du Sahel.
Ils représentent, par exemple, plus de 80 % de la zone
agropastorale au Niger [1]. Ils supportent de plus l’essentiel
de la production végétale annuelle : les herbacées consommées par
le bétail et le mil (Penissetum glaucum), la principale
culture vivrière de la zone. À ce titre, ils jouent donc un rôle
majeur pour les agriculteurs qui représentent plus de 80 % de la
population sahélienne [2, 3]. Ces sols subissent à la fois
l’érosion éolienne et l’érosion hydrique, pourtant ces deux
processus sont très rarement étudiés simultanément.
La quantification de l’érosion éolienne, plus rarement
effectuée que celle de l’érosion hydrique, concerne essentiellement
les zones cultivées (champ ou jachère). À titre d’exemple, à
l’échelle du champ, les pertes en terre peuvent atteindre des
valeurs extrêmement élevées (plus de 25 Mg/ha par an) [4]. En
revanche, il existe très peu de quantifications de l’érosion
éolienne spécifiquement pour la zone pastorale. Les pertes en
terre causées par l’érosion hydrique semblent relativement moins
importantes [5], mais comme les mesures n’ont pas été effectuées
pour le même type de surface (même état de surface et même
superficie), elles restent extrêmement difficiles à comparer.
Cependant, des travaux récents [6] réalisés dans la même zone que
cette étude ont visé à comparer ces deux types d’érosion à partir
de mesures expérimentales et de modélisation. Les résultats
obtenus confirment bien la tendance évoquée plus haut : les flux de
sédiments et de nutriments déplacés par l’érosion éolienne sont de
plusieurs ordres de grandeurs supérieurs à ceux mobilisés par
l’érosion hydrique. Ces données ont été obtenues à l’échelle
des événements érosifs et sur trois parcelles expérimentales (deux
champs de mil et une surface nue gravillonnaire), mais elles ne
concernent pas la zone pâturée.
L’objectif de ce travail est de quantifier en parallèle les
érosions éolienne et hydrique sur deux cycles annuels et pour les
mêmes surfaces : des petits bassins-versants pâturés montrant une
grande variété d’états de surface.
Matériel et méthode
Zone d’étude
La zone d’étude se situe au nord du Burkina Faso (UTM30, WGS84, 809
847 m Est, 1 550 930 m Nord), près de Dori,
250 km au nord-est de Ouagadougou (figure 1). Le climat
est de type sahélien avec une longue saison sèche et une courte
saison des pluies, de mai à septembre. La moyenne des pluies
annuelles enregistrée à Dori, de 1925 à 1998, est de 512 mm.
Les zones pâturées du terroir villageois occupent un glacis à
faible pente (en moyenne 1 %). Celui-ci présente deux types majeurs
de surfaces [7] : de larges zones de sols argileux nus et encroûtés
recouverts localement par des sols sableux se développant sur des
dépôts d’origine éolienne (microdunes ne dépassant pas 0,7 m
d’épaisseur). Ce sont sur ces sols sableux que la végétation
annuelle, les buissons et les arbres se développent.
Au sein de ce glacis, un petit bassin-versant représentatif
(1,4 ha) a été instrumenté. Il présente cinq types d’état
de surface tels que décrits par Casenave et Valentin [8] (figure 1), présentés
ci-dessous par ordre d’aptitude croissante à l’infiltration :
- – des surfaces nues de croûtes d’érosion (ERO) qui
représentent 33,9 % de la surface totale du bassin ;
- – des croûtes gravillonnaires (G) également nues qui ne
couvrent que 0,4 % de la surface ;
- – des croûtes de décantation (SED) qui tapissent le fond
de flaques et de dépressions et représentent 1,2 % du bassin ;
- – des croûtes de ruissellement (RUN) formées de
succession de lamines de sédiments de granulométrie variable
généralement déposés dans les axes d’écoulement représentant 4,2 %
de la surface ;
- – des croûtes de dessiccation (DRY) qui couvrent les
flancs sous le vent des microdunes sableuses et représentent 60,3 %
de la surface totale du bassin. Il faut noter que les
microdunes, où se développe la végétation, représentent en fait 69
% de la surface totale du bassin, mais leurs flancs au vent (14,3 %
de la surface du bassin), très pentus et souvent dénudés,
présentent un sous-type particulier de croûte d’érosion sur
sédiments sableux qui pourra être identifié dans la suite de
l’étude (ERO/S). Cette croûte est souvent fragmentée en raison de
la structure interne litée des microdunes où alternent pellicules
plasmiques et couches sableuses résultant de leur mise en place
sous l’action du vent.
Les cinq types de croûtes ainsi définis permettent d’isoler
trois zones au sein du bassin principal, relativement homogènes en
termes de répartition des croûtes de surface (figure 1) :
- – une zone 3, en amont (sous bassin-versant emboîté dans
le bassin principal), presque entièrement couverte par les croûtes
DRY ;
- – une zone 2, médiane, où les croûtes ERO (20 % environ
de la surface) apparaissent en tache au sein des croûtes DRY ;
- – une zone 1, aval, où la répartition s’inverse, avec
des croûtes ERO qui dominent largement (80 % de la surface) et où
les croûtes DRY se cantonnent sur quelques buttes sableuses de
petite taille et isolées.
Le suivi couplé des érosions éolienne et hydrique a été réalisé
du 1er juin 2001 à fin septembre 2002.
Mesure de l’érosion hydrique
Dans cette étude, nous avons voulu éviter l’utilisation de
parcelles d’érosion classiques [9] dont les bordures constituent de
véritables brise-vent qui modifient les écoulements de l’air. Cela
provoque généralement des dépôts éoliens importants au sein des
parcelles qui peuvent ensuite perturber considérablement la
dynamique hydrique en favorisant l’infiltration [10] et/ou en
constituant une source de sédiments facilement mobilisable par le
ruissellement. Pour éviter de telles perturbations, l’érosion
hydrique a été mesurée sur deux petits bassins-versants naturels
emboîtés. Le bassin-versant amont de 0,3 ha correspond à
la zone 3 de la figure
1.
La pluie a été mesurée grâce à trois pluviomètres totalisateurs
à lecture directe et trois pluviographes à auget basculeur.
Les crues de chaque bassin ont été mesurées sur des seuils
calibrés, équipés de capteurs de pression. Les flux de
matières en suspension ont été obtenus par des prélèvements
discrets d’un litre, réalisés aux deux exutoires au cours de la
crue, avec des pas de temps variables de deux à cinq minutes en
fonction de l’intensité du ruissellement. Le charriage de fond
a été collecté dans des pièges à sédiments relevés après chaque
événement de ruissellement. L’ensemble des sédiments est ensuite
séché et pesé.
Mesure de l’érosion éolienne
Sur les zones pastorales du Sahel, il n’existe pas de limite claire
contrôlant l’érosion éolienne, à la différence des zones cultivées
où les limites de champs et surtout les limites entre champs et
jachères sont déterminantes [11, 12]. En conséquence, les limites
des surfaces de mesure de l’érosion éolienne sont celles qui
contrôlent l’érosion hydrique, à savoir les limites topographiques
du bassin-versant principal et du bassin-versant amont emboîté
(zone 3) (figure
1). Au sein du bassin-versant principal, nous avons aussi
travaillé sur les deux zones aval qui se différencient par
l’organisation de leurs états de surface (zones 1 et 2 – figure 1).
Les flux de sédiments éoliens ont été mesurés grâce à 50 mâts
équipés chacun de trois capteurs de sable de type BSNE (big spring
number eight) [13], dont le milieu de l’ouverture est situé en
moyenne à 0,05, 0,15 et 0,30 m de haut. Ces mâts sont
placés approximativement tous les 20 m sur la limite des
bassins-versants et sur celle des zones 1 et 2 (figure 1). Un transect
orienté est-ouest, selon la direction des vents les plus érosifs, a
également été mis en place. Chaque mât est, dans ce cas, placé à la
transition entre les différents types d’état de surface reconnus
sur le transect (figure
1).
Les sédiments piégés dans les BSNE ont été collectés dans la
mesure du possible après chaque événement d’érosion éolienne, de
juin à juillet, et une fois par mois en saison sèche, d’octobre
2001 à mai 2002. Pour chaque mât, on ajuste le profil de densité de
flux sur une fonction puissance [4] de type :avec q(z)
densité de flux (kg/m2) mesurée à la hauteur z (m), a et
b constantes d’ajustement de la loi.
Le flux horizontal FH (kg/m) est alors calculé en
intégrant l’équation 1 sur la hauteur (de 0 à 0,40 m de
haut).
La vitesse du vent et sa direction ont été mesurées sur une
station météorologique automatique (Campbell) au pas de temps de
cinq minutes. Un saltiphone, capteur de saltation qui enregistre
les impacts des grains de sables sur un microphone [14], a permis
de déterminer précisément la date et la durée de chaque événement
érosif. La direction moyenne du vent pendant ces événements a
été calculée en pondérant la direction par le cube de la vitesse du
vent. Connaissant cette direction moyenne, il est possible de
déterminer, pour chaque événement, la limite au vent (où les flux
éoliens entrent) et la limite sous le vent (où les flux éoliens
sortent) des différentes surfaces étudiées. La masse de
sédiments traversant ces limites est alors calculée pour chaque
segment compris entre deux mâts de BSNE, en faisant l’hypothèse que
les flux varient linéairement entre deux mâts successifs.avec
M(n,n + 1) la masse de sédiments (kg)
traversant le segment compris entre deux mâts de BSNE successifs n
et n + 1, D(n,n + 1) la distance (m)
perpendiculaire au vent moyen entre les deux mâts successifs et
FH(n) et FH(n + 1) les valeurs des
flux horizontaux (kg/m) calculées d’après l’équation (2) aux mâts n
et n + 1. Le bilan de masse pour chaque surface
étudiée est la somme des masses traversant les segments situés sur
la limite au vent diminuée de la somme des masses traversant les
segments situés sur la limite sous le vent des surfaces étudiées.
En divisant le bilan de masse ainsi obtenu par l’aire des surfaces,
on obtient les pertes (ou gains) en terre par unité de surface,
comparables aux mesures d’érosion hydrique.
Quinze mâts de BSNE ont été installés sur le transect est-ouest
à chaque changement d’état de surface. Quand les vents érosifs ont
correspondu sensiblement à l’orientation du transect (95 ± 15°N),
il a été possible d’obtenir un bilan de masse par type d’état de
surface en calculant la différence entre le flux mesuré sur deux
mâts successifs dans le sens du vent divisée par la distance entre
ces deux mâts [4]. Les mesures sur le transect ne concernent
que l’année 2001.
Résultats et discussion
Dynamique des flux éoliens
Les 50 mâts de mesures ont été relevés 57 fois pendant la totalité
de la période d’observation. Quelques relevés correspondent à des
cumuls d’événements qui se sont succédé trop rapidement pour
permettre la collecte des échantillons ou qui se sont produits en
fin de saison sèche, pendant les périodes de mesures mensuelles. À
partir des enregistrements météorologiques, on a pu estimer que 68
événements d’érosion se sont produits au cours des 16 mois de
mesures. Pendant les périodes de mesures communes, en 2001 et 2002
(de juin à septembre), il y a eu respectivement 33 et 21 événements
en 2001 et 2002. Mais pour ces mêmes périodes, la somme des
densités de flux mesurées à 30 cm de haut et moyennées sur les
50 points de mesure () a été, respectivement, de 250 et
220 kg/m2 en 2001 et 2002. Ainsi, la variabilité
interannuelle observée apparaît plus faible que celle obtenue au
Niger, de 1996 à 1998, par Rajot [15].
Seuls trois événements se sont produits au cours de la saison
sèche, d’octobre à mars. Ces événements représentent moins de
0,3 % de cumulé pour la totalité de la période de mesures.
Le premier événement de 2002 s’est produit le 6 avril, en
liaison avec la première pluie de l’année. Comme cela est observé
dans la zone cultivée du Niger [12, 15, 16], les vents d’harmattan
de saison sèche ne produisent pas non plus d’érosion éolienne
significative sur les sols pâturés de cette zone d’étude.
Sur l’ensemble de la période de mesures, huit événements ont
produit 53 % de cumulé pour la totalité de la période de mesure.
Cinq d’entre eux se sont produits en juin, deux en juillet et un en
avril. Comme au Niger, quelques événements du début de la saison
des pluies produisent donc l’essentiel des flux mesurés [15].
La figure 2
montre le en fonction des classes de direction moyenne du vent au
cours des événements érosifs sur la totalité de la période de
mesures. Soixante-quinze pour cent du flux correspondent à des
vents soufflant de directions comprises entre l’est et le sud-est
(entre 75 et 165°). Ce résultat est en bon accord avec la
morphologie locale des microdunes qui présentent systématiquement
une pente plus forte et érodée sur le côté faisant face à cette
direction.
Toutes ces observations sont en excellent accord avec la
dynamique généralement observée au Niger sous des pluviomètries
voisines [12], ce qui suggère une dynamique éolienne relativement
homogène sur l’ensemble du Sahel.
Bilan de masse de l’érosion éolienne au sein
des différentes zones d’études
Parmi les 68 événements ayant produit des flux horizontaux de
sédiments pendant la période d’étude, seuls 26 événements n’ont pas
permis de calculer des bilans soit du fait de mélanges entre
événements de directions différentes dans les relevés, soit parce
que la direction du vent a fortement varié au cours de l’événement.
Le cumulé pour les 42 événements restants correspond à 87 % du
cumulé pour la totalité de la période de mesures. De plus,
aucun événement majeur n’a été rejeté. On peut donc considérer que
les bilans obtenus à partir des 42 événements utilisables donnent
une bonne image de l’érosion éolienne sur les bassins-versants et
les surfaces étudiées.
Un calcul de propagation des erreurs, utilisant la procédure de
Monte Carlo, a été effectué pour l’un des événements érosifs
majeurs (le 3 juin 2002), afin d’estimer la précision des bilans
obtenus par cette méthode pour les différentes surfaces.
Ce calcul prend en compte toutes les incertitudes pouvant
affecter le calcul des bilans, à savoir les incertitudes sur : la
hauteur des BSNE, la surface de leur ouverture, la pesée des
sédiments collectés, l’ajustement du profil de densité de flux à la
courbe théorique pour calculer le flux horizontal à chaque mât, la
position des mâts sur le bassin-versant, la direction des vents
érosifs. Les coefficients de variation ainsi obtenus varient
de 20 à 150 % selon les surfaces considérées pour les calculs.
Malgré cette variabilité, les bilans obtenus pour chaque surface
restent significativement différents les uns des autres (figure 3), ce qui traduit
bien une différence de fonctionnement selon le type d’état de
surface.
La figure 4
montre les bilans de masse de l’érosion éolienne pour les trois
surfaces identifiées au sein du bassin-versant principal (figure 1).
Ces trois surfaces ont un comportement extrêmement différent :
le bilan est presque systématiquement positif pour le sous
bassin-versant amont (zone 3), alors qu’il est presque
systématiquement négatif pour la zone aval no 1.
Les bilans cumulés sur la totalité de la période de mesures
correspondent donc à des dépôts de +65 Mg/ha et à des pertes
en terre de –35 Mg/ha pour les zones 3 et 1, respectivement.
Dans la zone centrale (no 2), on observe à la fois
des gains et des pertes en terre, mais le bilan est finalement
positif sur la période complète de mesures (+27 Mg/ha). À
l’échelle du bassin-versant, ces différences de comportement selon
les surfaces étudiées conduisent à un bilan quasi équilibré en 2001
(+1 Mg/ha) et franchement positif en 2002 (+15 Mg/ha),
soit 16 Mg/ha à la fin de la période de mesures.
De telles valeurs de dépôts relativement élevées ont déjà été
rapportées par Bielders et al., [4] dans des jachères au Niger qui
présentaient un état de surface tout à fait similaire à celui du
bassin-versant amont (zone 3) de notre site d’étude (croûte DRY
partiellement couverte de végétation annuelle et de buissons). Dans
ce cas, le dépôt de sédiments a été attribué à une plus grande
rugosité des états de surface des jachères par rapport aux champs,
en particulier du fait de la présence de la végétation pérenne et
annuelle. Au Niger, les zones sources de sédiments transportés par
le vent sont clairement les champs cultivés [12]. Dans cette étude,
l’érosion éolienne se produit sur des surfaces naturelles complexes
où plusieurs types d’état de surface sont représentés (figure 1). C’est pourquoi,
nous avons cherché à identifier plus précisément l’origine des
sédiments mobilisés à partir des mesures effectuées sur le transect
de BSNE.
Bilan des sédiments éoliens sur le transect
en fonction des types d’état de surface
Le transect de BSNE traverse les zones 1 et 2 (figure 1) du
bassin-versant et recoupe donc les principaux types d’état de
surface rencontrés. Seuls cinq événements érosifs ont respecté les
critères de direction nécessaires pour calculer les bilans sur le
transect. Mais deux de ces événements étaient les plus intenses de
l’année 2001. La figure 5 représente la
somme des bilans obtenus pour ces cinq événements le long du
transect et selon les types d’états de surface. Ces résultats
montrent d’abord la très grande variabilité spatiale de l’érosion
éolienne sur de très courtes distances, de l’ordre du mètre.
Les bilans ne sont pas constants selon les types d’état de
surfaces : l’érosion peut se produire sur les croûtes DRY des
microdunes sableuses, et les dépôts peuvent se produire sur des
croûtes ERO. Néanmoins, c’est bien sûr les grandes surfaces de
croûtes DRY qu’il y a le plus de dépôts, ce qui confirme les
mesures obtenues à plus large échelle sur la zone 3.
La situation est plus complexe pour les zones 1 et 2.
Les croûtes ERO y représentent la plus grande surface, mais le
transect montre que l’érosion y est la plus forte sur les zones où
les croûtes d’érosion sur sable (ERO/S) dominent (entre 30 et
37 m) ou sont présentes (entre 70 et 85 m).
Les petites microdunes sableuses présentent une étroite
association entre croûtes ERO/S et croûtes DRY. Si ces microdunes
complètes, avec leurs deux types de croûtes, sont considérées
(entre 0 et 9 m et entre 25 et 37 m), il apparaît que le
bilan est négatif pour les deux ensembles recoupés par le transect.
Ces petites unités seraient ainsi les principales zones
érodées dans les surfaces aval du bassin-versant. Cela correspond
bien au schéma proposé par Casenave et Valentin [17], pendant les
périodes de sécheresse.
Les croûtes RUN seraient également des zones sources
potentielles lorsqu’elles sont suffisamment étendues.
Finalement, le fait que des dépôts soient détectés sur les
croûtes ERO par les mesures de flux alors que l’on n’observe pas de
sable sur le terrain suggère que ces dépôts sont immédiatement
mobilisés par l’érosion hydrique qui suit presque systématiquement
les plus forts événements d’érosion éolienne lors des lignes de
grains [6].
De la même façon, la sensibilité des surfaces de ruissellement
(RUN) à l’érosion éolienne montre que l’érosion hydrique produit
également des sédiments très facilement mobilisables par l’érosion
éolienne.
Dynamique de l’érosion hydrique
La pluie annuelle cumulée a été de 325 mm en 2001 et
345 mm en 2002. Ces deux années montrent donc un déficit
important par rapport à la moyenne annuelle (512 mm) calculée
sur la période de 1925 à 1998. Ces pluies ont généré 16 crues
en 2001 et 13 en 2002. Les épisodes d’érosion hydrique sont
donc plus de deux fois moins nombreux que ceux d’érosion éolienne.
Bien que la quantité de pluie ait été légèrement plus faible en
2001, il y a eu plus d’événements intenses qu’en 2002 : seules deux
événements ont dépassé 25 mm de pluie en 2002, alors qu’il y
en a eu quatre en 2001 (figure 6). Pour le
bassin-versant principal, les pertes en terre ont été deux fois
plus fortes en 2001, mais l’inverse s’est produit pour le petit
bassin-versant amont (zone 3 figures 1,6). À l’inverse
de l’érosion éolienne qui se concentre en début de saison des
pluies, l’érosion hydrique peut se produire pendant la totalité de
la saison des pluies sans présenter, au cours de cette saison, de
période où elle apparaît systématiquement plus intense.
De même que pour l’érosion éolienne, quelques événements très
intenses peuvent produire la majorité des pertes en terre. Ainsi en
2001, les quatre pluies les plus fortes (cumul > 25 mm) ont
produit plus de 60 % de l’érosion hydrique (figure 6).
Érosion hydrique au sein
des sous-bassins-versants
Les pertes en terre par érosion hydrique cumulées pour la période
de mesures ont été estimées, respectivement, à 6,0, 2,5 et
7,3 Mg/ha pour l’ensemble du bassin-versant, le bassin-versant
amont (zone 3) et la partie aval du bassin-versant (zones 1 et 2),
(figure 6).
Les pertes en terre sont donc clairement plus faibles dans la
partie amont que dans la partie aval du bassin-versant.
Ces résultats sont parfaitement en accord avec les
observations de Karambiri et de Karambiri et al. [18, 19] sur la
même zone d’étude, obtenues pour les saisons des pluies de 1998 à
2000. Cette différence de comportement entre l’amont et l’aval a
été attribuée aux différents types d’état de surface qui recouvrent
les bassins-versants : les croûtes DRY, qui ont un fort coefficient
d’infiltration et sur lesquelles pousse la végétation herbacée,
occupent la presque totalité du bassin-versant amont. Elles
favorisent donc l’infiltration aux dépens du ruissellement. À
l’inverse, les zones aval sont dominées par les croûtes ERO, quasi
imperméables [17], qui produisent un très fort ruissellement
conduisant à une forte érosion hydrique.
La distribution granulométrique des sédiments exportés varie
selon les bassins-versants. Sur le bassin amont (zone 3), les
sédiments sont essentiellement du sable transporté par charriage de
fond. À l’inverse, les zones aval (zones 1 et 2) produisent
essentiellement des argiles et des limons transportés en
suspension. Ces résultats montrent que les croûtes ERO
argileuses sont très vraisemblablement la principale source de
sédiments pour l’érosion hydrique. Cela confirme également les
résultats obtenus par Karambiri et Karambiri et al. [18, 19].
Bilan global des érosions hydrique et éolienne
À l’échelle du bassin-versant, si l’on prend en compte à la fois
l’érosion hydrique et l’érosion éolienne pour la totalité de la
période de mesures, on obtient un bilan positif de 10,2 Mg/ha.
Ce résultat masque, cependant, une très forte variabilité
spatiale (dépôts éoliens intenses dans la zone amont, forte érosion
hydrique comme éolienne dans la zone aval) ainsi qu’une variabilité
temporelle interannuelle (tableau 1).
Dans cette zone d’étude, l’érosion hydrique peut, localement,
atteindre le même ordre de grandeur que l’érosion éolienne à
l’inverse de ce qui a été observé dans les champs cultivés [6] où
l’érosion éolienne domine très clairement.
Tableau I Bilans cumulés (Mg/ha) de l’érosion hydrique,
l’érosion éolienne et de l’érosion globale pour les différentes
surfaces étudiées.
|
Érosion
|
Hydrique
|
Éolienne
|
Globale
|
Hydrique
|
Éolienne
|
Globale
|
Hydrique
|
Éolienne
|
Globale
|
|
2001
|
2002
|
Cumul
|
|
Totalité du bassin
|
–4,1
|
1,1
|
–3,0
|
–1,9
|
15,1
|
13,2
|
–6,0
|
16,2
|
10,2
|
|
Zone 3
|
–0,9
|
25,7
|
24,8
|
–1,6
|
39,0
|
37,4
|
–2,5
|
64,7
|
62,2
|
|
Zone 1 et 2
|
–5,2
|
–6,4
|
–11,6
|
–2,1
|
6,0
|
3,9
|
–7,3
|
–0,4
|
–7,7
|
Conclusion
Pour la première fois au Sahel, l’érosion éolienne et l’érosion
hydrique ont été mesurées de façon couplée sur une même surface
naturelle consacrée au pâturage. Les principales conclusions
de cette étude sont les suivantes :
- – la dynamique annuelle de l’érosion éolienne pour les
surfaces pâturées est sensiblement la même que pour les surfaces
cultivées étudiées au Niger. Elle apparaît typique du Sahel, sous
une pluviométrie de 300 à 500 mm ;
- – l’érosion éolienne se produit selon une direction
dominante, responsable de l’orientation et de la morphologie
asymétrique des microdunes sableuses qui influencent le
ruissellement et l’infiltration [20] ;
- – les événements d’érosion éolienne sont plus nombreux
que ceux d’érosion hydrique et, aux échelles les plus fines, plus
intenses, déplaçant des quantités de sédiments très nettement plus
importantes ;
- – on observe une très forte variabilité temporelle et
surtout spatiale à l’échelle locale, typique du Sahel, avec des
zones de dépôt net correspondant à des larges surfaces de plusieurs
dizaines de mètres, couvertes de croûtes DRY où se développe la
végétation, et des zones d’érosion nette dominées par les sols nus
à croûtes ERO où subsistent quelques buttes sableuses de petite
taille ;
- – cependant, à la différence de l’érosion hydrique, il
n’y a pas une relation simple entre le type de croûte et sa
sensibilité à l’érosion éolienne. La taille des unités
morphologiques et leur organisation spatiale jouent aussi sur
l’intensité de l’érosion. Ainsi, les plus petites microdunes
sableuses entourées de sols nus, bien que couvertes de croûtes DRY,
subissent manifestement une érosion nette. De même, la
succession des croûtes dans l’espace joue certainement un rôle.
Ainsi, la présence de sable libre au vent des croûtes ERO peut
provoquer leur érosion par abrasion ;
- – dans la partie aval du bassin-versant, les deux types
d’érosion sont plus intenses, et chacun contribue à fournir des
sédiments mobilisables par l’autre type d’érosion.
Ces différents résultats soulignent la difficulté d’estimer la
dégradation des terres au Sahel qui dépend fondamentalement de
l’échelle d’observation. Ils suggèrent un lien très fort, à
l’échelle de quelques mètres, entre des zones sources de sédiments
qui se dégradent et des zones puits où la végétation se développe
en îlots de fertilité [21]. Finalement, ils démontrent l’importance
de prendre en compte à la fois l’érosion éolienne et l’érosion
hydrique pour quantifier la dégradation des terres au Sahel.
Remerciements
Ce travail a bénéficié du soutien du département des ressources
vivantes de l’Institut de recherche pour le développement (IRD) et
a été financé par le Programme national sol et érosion (PNSE). Nous
tenons à remercier l’Inera (Institut national de l’environnement et
de recherche agricole, Burkina Faso) qui nous a permis l’accès au
site de recherche de Katchari.
Références
1 Gavaud M. Les grands traits de la pédogenèse au Niger
méridional. Travaux et documents de l’Orstom, 76. Paris :
Orstom éditions, 1977.
2 Guengant JP, Banoin M. Dynamique des populations,
disponibilités en terres et adaptation des régimes fonciers : le
Burkina Faso, une étude de cas. In : Drabo I,
Ilboudo F, Tallet B, eds. Paris; Rome : CICRED; FAO,
2003.
3 Thiombiano L. Étude de l’importance des facteurs édaphiques et
pédopaysagiques dans le développement de la désertification en zone
sahélienne du Burkina Faso. Thèse d’État, université de Cocody,
République de Côte d’Ivoire, 2000.
4 Bielders CL, Vrieling A, Rajot JL, Skidmore E. On-farm
evaluation of Field-scale Soil Losses by Wind Erosion under
Traditional Management in the Sahel. Proceedings of International
Soil Erosion Symposium, ASAE, Honolulu 1-5 janvier 2001.
5 Collinet J, Valentin C. Evaluation of factors
influencing water erosion in West Africa using rainfall simulation.
- Challenges in African hydrology and water resources. IAHS
Publication n°144. Wallingford (Royaume-Uni) : IAHS-AISH,
1985.
6 Visser SM. Modelling nutrient erosion by wind and water
in northern Burkina Faso. Tropical Resource Management Papers,
no53. Wageningen (Pays-Bas) : Université Agronomique de
Wageningen, 2004.
7 Ribolzi O, Auque L, Bariac T, et al.
Ecoulements hypodermiques et transferts de solutés dans les
placages éoliens du Sahel : Etude par traçage isotopique et
chimique sous pluies simulées. CR Acad Sci 2000 ; 330 :
53-60.
8 Casenave A, Valentin C. A runoff capability
classification system based on surface features criteria in
semi-arid areas of West Africa. J Hydrol 1992 ; 130 :
231-49.
9 Visser SM, Sterk G, Ribolzi O. Techniques for
simultaneous quantification of wind and water erosion in semi-arid
regions. J Arid Environ 2004 ; 59 : 699-717.
10 Léonard J, Rajot JL. Influence of termites on
runoff and infiltration : quantification and analysis. Geoderma
2001 ; 104 : 17-40.
11 Bielders CL, Rajot JL, Amadou M. Transport of
soil and nutrients by wind in bush fallow land and
traditionally-managed cultivated fields in the Sahel. Geoderma
2002 ; 109 : 19-39.
12 Bielders CL, Rajot JL, Michels K. L’érosion
éolienne dans le Sahel Nigérien : influence des pratiques
culturales actuelles et méthodes de lutte. Sécheresse 2004 ;
15 : 19-32.
13 Fryrear DW. A field dust sampler. J Soil Water Conservat
1986 ; 41 : 117-20.
14 Spaan W, Van den Abeele GD. Windborne particle
measurements with acoustic sensors. Soil Technol 1991 ;
4 : 51-63.
15 Rajot JL. Wind blown sediment mass budget of Sahelian
village land units in Niger. Bull Soc Geol Fr 2001 ;
172 : 523-31.
16 Rajot JL, Formenti P, Alfaro S, et al.
AMMA dust experiment: An overview of measurements performed during
the dry season special observation period (SOP 0) at the
Banizoumbou (Niger) supersite. J Geophys Res 2008 ; 113 ;
(D00C14. doi:10.1029/2008JD009906).
17 Casenave A, Valentin C. Les états de surface de la
zone sahélienne – influence sur l’infiltration. Paris :
Edition Orstom, collection Didactiques, 1989.
18 Karambiri H. Crue et érosion hydrique au Sahel : étude et
modélisation des flux d’eau et de matières sur un petit bassin
versant pastoral au nord du Burkina Faso. Thèse de doctorat,
université Paris VI, 2003.
19 Karambiri H, Ribolzi O, Delhoume JP,
Ducloux J, Coudrain-Ribstein A, Casenave A.
Importance of soil surface characteristics on water erosion in a
small grazed Sahelian catchment. Hydrol Process 2003 ;
17 : 1495-507.
20 Ribolzi O, Hermida M, Karambiri H. DelhoumeJP,
Thiombiano L. Effects of aeolian processes on water infiltration in
sandy Sahelian rangeland in Burkina Faso. CATENA 2006 ;
67 : 145-54.
21 Wezel A, Rajot JL, Herbrig C. Influence of
shrubs on soil characteristics and their function in Sahelian
agro-ecosystems in semi-arid Niger. J Arid Environ 2000 ;
44 : 383-98.
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