UNIVERSITE DE PARIS VII

U.E.R. DES SCIENCES PHYSIQUES DE LA TERRt­

Laborat"'r. il. P".t'ol&gle

THËSEprésentée à l'Université de Paris VII

pour obtenU", le titre de Docteur de spécialité(3ème, cyqle)

~h Pédologie et Àménagement ges Sols

par Christian VALENTIN

Organisations Pelliculaires-:SuperTiciellesde quelques

Sols de ~e'gion Subdésertique.. '

(AGADEZ-République du 'NIGER)

DYNAMIQUE DE FOR~ATION ET CONSËQUENCES

SUR L'ÉCONOMIE EN EAU

SOiltenuele 30 Octobre 1981 devant la comml•• lon d'examen i

M.U. G. BOCQUIER Pré.ldent

G. PEDRO Rapportdr'

F.X. HUMBEL

G. riÎONtÙEA

C. RIOU

au~

petites soeurs de Foucautd.

nomades et maratch~reB.

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rAVANT-PROPOS

Cette étude. financée par la Délégation Générale à la Recher­che Scientifique et Technique (D.G.R.S.T.l s'inscrit dans un pro­gramme plus vaste concernant la lutte contre l'aridité tropicale(L.A.T. l. Elle s'est déroulée dans le cadre de l'Office de la Re­cherche Scientifique et Technique Outre-Mer (ORSTOMl. près d'AGA­DEZ au Niger. et elle concerne essentiellement les organisationspelliculaires superficielles. qui conditionnent le comportementde certains sols vis-à-vis de l'eau.

Au cours des cinq premières années passées dans l'Ouest afri­cain. j'ai eu l'occasion. en effet, de réaliser de nombreuses ob~

servations et mesures relatives à la constitution et au comporte­ment de la Lune la plus superficielle de différents s"ld en COted'Ivoire. en Haute-Volta. au Niger et au Sénégal. Le présent do­cument constitue une pr.mière synthèse des résultats acquis enzone subdéuertique. Ces travaux ont été menés en collaborationavec de nombreux collègues et gr~ce aux appuis, et aux encoura­gements. de diverses personnes que je tiens à remercier.

Monsieur le Professeur Gérard BOCQUIER. de l'Université deParis VII. a non seulement accepté de présider mon jury. mais apris également en charge. avec son laboratoire. la réalisationmatérielle de ce mémoire. Je voudrais lui exprimer ma profondereconnaissance pour l'intérêt qu'il a porté à ce travail. et pourla peine qu'il lui en a coOté, puisqu'il a réservé une part impor­tante de son temps. particulièrement précieux en période de congé.pour me prodiguer corrections. conseils et encouragements amicaux.Notre correspondence. nombreuse malgré la distance séparant Parisà Abidjan. me fut très précieuse. C'est également gr§ce à lui. quej'ai pu réaliser les observations en microscopieélectronique à ba­layage.

Monsieur François-Xavier HUMBEL m'a apporté un appui efficacelors. de la réalisation de ce mémoire. Je le remercie pour son aidesympathique et pour avoir accepté de faire partie de mon jury.

Messieurs Gérard MONNIER, Georges PEDRO et Charles RIOU ontégalement accèpté de participer aux travaux de ce jury. et m'onttémoigné conseils et encouragements. Qu'ils trouvent ici l'expres­sion de ma respectueuse reconnaissance.

Monsi~ur André ~EVEQUE a consacré beaucoup de temps à la re­lecture du manuscri~ et n'a jamais cessé de m'encourager. Je suisheureux de lui témoigner ici ma solide amitié.

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Monsieur Eric ROOSE. fondateur du laboratoire de PédologieExpérimentale sur le centre DRSTDM d'Abidjan. m'a constammentaidé à multiplier mes contacts scientifiques, Je lui dois. enoutre. ma formation dans le domaine de la dynamique actuelle dessols.

Monsieur Yvon CHATEL IN m'a vivement incité à me tourner versde nouvelles techniques d'étude de l'infiltration et de l'érosion.Je lui en suis très reconnaissant.

Mes remerciemsnts s'adressent également à mes collègues lesplus directs. avec qui j'ai partagé non seulement de nombreusesidées. mais égalsmsnt la vie de ·brousse", Je pense plus parti­culièremsnt à Jean COLLINET. responsable des expéditions sahé­lisnnes et subdésertiquas. et à Jean ASSELINE. père de l'infil­tromètre de l'ORSTOM. mais également à Roland POSS et à ThomasMONG-GINE. chaleureux compagnons de terrain,

Les différentes mesures réalisées dans la cuvette d'AGAOEZn'auraient pas été entreprises sans le concours efficace apportépar Yves PEPIN pour l'utilisation des sondes à chocs thermiques.mises au point par Bernard POUYAUO. et sans l'aide inlassable deBernard YAO. chauffeur. mécanicien et spécialiste de l'infiltro-mètre. .

.Le domaine étudié se situant à la frontière de plusieurs dis­ciplines, je dois beaucoup à mes collègues hydrologues de l'ORSTOM:Alain CASENAVE. Pierre CHEVALLIER. Jacques CLAUOE. Noêl GUIGEN,Michel HOEPFFNER. Bernard POUYAUO, et Bernard KOLI BI ZUELI. del'Institut de Géologie Tropicale d'Abidjan, pour m'avoir signalé­l'existence de sols à porosité vésiculaire à proximité de la villede Oimbokro, en COte d'Ivoire.

Ma reconnaissance s'adresse également aux responsables deslaboratoires d'analyses de l'ORSTOM, pour leur rigueur et larapidité de leur travaux: Bernard OABIN, Maurice PINTA, MarcGOUZY. Patrick TOPART. Yvonne ROUSSEL et Claude HANRION. Je re­mercie aussi Philippe ILOEFONSE. du Laboratoire des Sciences Phy-

. siques de la Terre à l'Université de Paris VII. pour m'avoir ini­tié.à la microscopie électronique à balayage, et pour m'avoiraidé à la réalisation de certaines imprégnations.

Je suis aussi très redevable du concours apporté par l'Insti­tut Néerlandais des Sols en la personne du Or. A. JONGERIUSJ dontl'accue~l en son laboratoire fut exceptionnel. Je remercie égale­ment Messieurs O. SCHOOOERBEEK et G. HEINTZBERGER pour l'aideessentieJle qu'ils m'ont fournie lors des mesures de quantimétrieopto-électronique.

Madame J. GAVARO, de l'Université de Paris VII, s'est chargéede la frappe et de la mise en page de ce document, et a effectuéplusieurs démarches administratives, Je la prie de recevoir mesremerciements 18S plus cordiau~ pour Se compéience et son dévoue­ment.

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Que Monsieur Josué SAGOU trouve également ici l'.xpressionde ma reconnaissance pour avoir dessiné avec ma1trise les diffé­rentes figures de ce mémoire.

De nombreux collègues m'ont apporté conseils et encourage­ments, parmi les pédologues de l'ORSTOM : René BOULET, Eric BRAU­OEAU. Armand CHAUVEL, Richard ESCAOAFAL, Emmanuel FRITSCH, Jean­Claude LEPRUN. Roger MAIGNIEN et Roland POSS, et parmi les cher­cheurs étrangers: Messieurs R.M. OIXON (Etat-Unis) H.J. MUCHER(PAYS-BAS) et J, de PLOEY (BELGIQUE). Je les remercie tous trèschaleureusement.

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SOMMAIRE

AVANT-PROPOS

RESUME

ABSTRACT

1NTRODUCTI ON. • . . . . • . • . . . . • . • . • . • . • . • • • . . • . . • . • . • • • . • • • . • . • • . . 1

1 - PRESENTATION GENERALE DE L'ETUDE.................... 1

II - LE MILIEU SUBDESERTIQUE ETUDIE: LA CUVETTE D'AGADEZ 3

III - REMARQUES CONCERNANT LES TERMES UTILISES.......... 6

IERE PARTIE:: CARACTERISATION DES ORGANISATIONS PELLICULAIRESSUPERFICIELLES................................. 7

1 - DEFINITION ET DISTRIBUTION SPATIALE DE TROIS TYPESD'ORGANISATIONS SUPERFICIELLES............ ..•••••... 9

II - LES PROFILS PEDOLOGIQUES CORRESPONDANT A CES TROISTYPES D'ORGANISATION SUPERFICIELLE..... •.•.•••••.•. 10

III - LA CARACTERISATION DES TROIS TYPES D'ORGANISATIONSPELLICULAIRES SUPERFICIELLES.. •.•.•.•.•.•.•.•.•.•• 21

IV - CONCLUSION DE LA PREMIERE PARTIE................... 45

IIEME PARTIE : ETUDE EXPERIMENTALE DU COMPORTEMENT DESORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPERFICIELLES' .•• 49

1 - LA RESISTANCE MECANIQUE A LA PENETRATION DE DIFFE-RENTES ORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPERFICIELLES... 51

II - INTERVENTION SUR LE CYCLE DE L'EAU................. 62

III - DETACHABILITE.......... 115

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IIIEME PARTIE: FORMATION ET EVOLUTION DES ORGANISATIONSPELLICULAI PES SUPERFI ClELLES' • • • . • . • . • . • . • . . . . . 139

1 - SCHEMAS DE FORMATION DES ORGANISATIONS PELLICULAIRESSUPERFiCiELLES ......•.•.•.....•. ~..................... 141

Il -CONCLUSIONS SUR LA GENESE DES O.P.S. ETUDIEES......... 157

III - NOTE SUR LA DEGRADATION DE LA STRUCTURE ET LEPHENOMENE DE "BATTANCE" .•.•.•.•••••.•.•••.•..•••...• 163

IV - NOTE SUR LA POROSITE VESICULAIRE ..•.•.•••.•.•.•..•••• 164

CONCLUSIONS GENERALES"","""",.,""""""""""",., 1691 - LES PARTICULARITES DE L'OBJET D'ETUDE, ET DES

METHODES D'ANALYSES MISES EN OEUVRE.................. 169

II - LES PRINCIPAUX RESULTATS OBTENUS.................... 170

III - EXTRAPOLATION DES RESULTATS AUX ECHELLES REGIONALEET ZONALE ....••.•.•.••• i........................... 172

BIBLIOGRAPHIE······ ••.•.•••••••••••••••••••••.•••••••••.••••.• 175

LISTE DES FIGURES····.· •.•••••.•.•••.•••.•• ·•••••••••••••••.••• 211

LISTE DES TABLEAUX •• •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 213

ANNEXE 1·... 215

ANNEXE II··... ••••..•.•.•.•.•••••••••••••••••••••.•••••••.•••• 223

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES·· ••••••• • •••••••••••••••••••••.• hors texte

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RÉSUMÉ

Des travaux récents réalisés en zone sahélienne ont montréque la présence d'organisations pelliculaires à la surface dessols. conditionne le comportement de ceux-ci vis-à-vis de l'eau(infiltration et ruissellement). davantage que leur nature pédo­logique. Cette étude se propose de mettre en évidence les rela­tions entre ces organisations et différents types de comporte­ment des sols de la région d'AGAOEZ (NIGER). tout en analysantleur formation et leur évolution.

L'étude co~cerne trois sites. comprenant deux sols allu­viaux peu évolués (argileux et sableux). et un sol de reg surpaléosol tronqué. Après une présentation de la distribution desorganisations pelliculaires dans la cuvette d·AGAOEZ. l'analysedétaillée de chaque site est entreprise à différentes échelles(Examen macroscopique. microscopies optique et électronique}surdes parcelles naturelles et labourées. soumises à des pluies si­mulées. Cette analyse morphologique permet. en un premier temps.de mettre en évidence l'existence à la surface des sols de plu­sieurs types de microhorizons.épais de quelques millimètres etconstitutifs de micro-profils.

Le premier comportement étudié de ces organisations super­ficielles. est la résistance mécanique à la pénétration. mesuréein situ à l'aide de l'aiguille Proctor. Outre l'humidité. il ap­parait que l'énergie cinétique des gouttes de pluies. reçuesavant l'apparition du ruissellement. est l'un des facteurs lesplus importants de la cohésion de ces organisations pelliculaires.

La réaction des sols vis à vis de l'eau a été ensuite étu­diée en comparant trois méthodes de détermination de leur conduc­tivité hydraulique. La première consiste à analyser l'espace po­ral des organisations pelliculaires superficielles. le diamètreet la forme des vides. par quantimétrie opta-électronique. Laseconde méthode est la mesure de l'infiltration au double anneau(PIOGER). Enfin. la troisième. consiste à simuler des pluies àl'aide d'un infiltromètre à aspersion. La première et la troisiè­me méthodes conduisent à des. résultats identiques. alors que laseconde ne semble pas devoir Atre retenue. Les processus qui in­terviennent sur l'évolution des surfaces sous une lame d'eau dequelques centimètres différent en effet considérablement de ceuxque l'on observe sous averses; Les résultats obtenus sous simu­lations de pluies démontrent que la disparité de comportementdes sols est moins grande que celle qui pouvait Atre prévue àpartir des simples données pédologiques. L'analogie de structuredes organisations su~erficielles est la cause de ces faibles dif­férences. La comparaison de l'évolution du stock hydrique mesuréesous une surface nue et sous une surface couverte d'une bache èpartir de mesures réalisées è l'humidimètre è neutrons, soulignel'importance des caractéristiques de surface envers la protectiondu sol vis è vie de l'évaporation.

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L'analyse des tUrbidités des eaux de ruissellement a permisde montrer que la présence d'organisations pelliculaires à lasurface des sols subdésertiques limite leur appauvrissement enargile. L'analyse des différents mécanismes intervenant sur ladétachabilité a été entreprise : il apparait que ceux liés àl'humectat10n (gonflement. fragmentation par éclatement ••• ) sontplus importants que le rejaillissement des particules sous l'ef­fet de l'impact des gouttes de pluies. sur la désagrégation desmottes argileuses (smectitiques). Cet ordre d'importance relativeest inverse pour les sols sableux.

Les données morphologiques associées aux résultats de meau­res expérimentales ont conduit à proposer des modèles de formationpour les différentes organisations superficielles étudiées. Ainsi.il a été possible de distinguer cinq grands types génétiques demicrohorizons. correspondant chacun à des critères morphologiquesdiagnostiques et à des types de comportement (perméabilité. sensi­bilité aux érosions hydriques et éoliennes). Il ressort. de cetteétude. qu'à l'analogie de structure des organisatiûns pelliculai­res est associée une variété de processus génétiques. particuliè­rement marquée sur les surfaces labourées. Enfin. une note estproposée concernant la signification génétique de la porosité vé­siculaire. développée à la surface des sols. ainSi que son utili­sation comme indice de comportement des sols vis à vis des fluides.

L'étude des organisations pelliculaires superficielles dessols en région subdésertique permet de mieux prévoir leur compor­tement et leur dynamique actuelle que leur simple nature pédolo­gique ou leur composition granulométrique. En zone sahélienne.la distribution spatiale de ces organisations se trouve modifié~_du fait de la Végétation. En zone ferrallitique de savane. lesrythmes bio-climatiques et l'activité pédofaunique. induisent desvariations saisonnières de ces organisations pelliculaires etréduisent ainsi leur importance vis à vis du cycle de l'eau.

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ABSTRACT

The soils of arid regions are very prone to crusting. Pecu­liar attention needs to be paid to this topic in respect of seed­ling emergence and soil and water conservation. Numerous morpho­logical data and experimental results were collected in the vici­nit y of AGAOEZ (NIGER). This region belongs to ~he Southern fringeof SAHARA.

Three soils were selected : a pebble-covered paleosoil (de­sert pavement). a sandy and a clayed alluvial soils. Macro andmicromorphological examinations indicate that their seals con­sist of very thin distinct sub-layers with reduced porosity~ Mostvoids are vesicles. i.e. spherical.Burried seals within the sandyalluvial soil are described as relicts of former surfaces.

Experimental investigations were achieved on natural andploughed plots to assess the effects of Boil crusting on diffe­rent processus. Soil strength is established as a function cfsoil moi sture and cumulative kinetio energy of pre-ponding rain­falls. The degree of explanation afforded by both parameters isconvincingly high. Mechanical impedance to seedling emergence ofmillet is found to be produced by crust formation on the hill-dropholes.

Hydraulic conductivities were calculated by means of threedifferent methods. First. it was found out using micromorphometr~c

Quantimet data from thin sections of crusts. secondly. by meansof experimental studies performed with the double ring method andrainfall simulation. The results obtained from image analysis areconsistent with those drawn from the application for the GREENand AMPT model to infiltration under artificial rainfall. On theother hand. the double ring method is seen to be out of keepingwith reality. This discrepancy is attributable to two major fac­tors: (i) dOUble ring method simulates no natural process exceptsome very scare flooding. (ii) water depth is much more higher thanthe runoff water layer. Soil crusting exerts an overriding effecton infiltration and seem to overshadow other parameters such deepsoil hydraulic properties. Numerous hydrologic data are analysedand discussed.: runoff initiation time and steady infiltrationrate are related to the soil saturation deficit. Whatever the Boilis studied. the effect of rainstorm intensity on steady infiltra­tion rate is closely associated with soil surface heterogeneity.Evaporation was measured with soil moisture thermocouple gauges.Water los ses from the sealed sandy soil is similar to losses froma tarpaulin coveredsoil.

It is stated from these fiels experiments that differentprocesses are involved in soil detachment. Slaking is ~he prevai­ling factor for the clayed alluvial soil whereas splash is pree­minent on the sandy alluvial soil. Pebble covered paleosoil isvery resistant to detachment. The size for the most detachablefraction (fine sand) by splash is very similar to the most easilytransportable. fraction by wash and wind. 5ilt is the least deta­chable fraction. Soil detachment is much more active on freshlyploughed soil than on sealed surface.

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Different patterns of soil crusting are propounded by theauthor as assortments of several intervening pro cesses that comein succession. namely swelling. liquefaction. slaking and rede­position for claye soils and wash-in.compaction and splash forsandy soils. Five main genetic types of microlayers can be dis­cerned and related to morphologic characters. Analysis of vesi­cles leans to the conclusion that theses voids can be formed byentrapped air during infiltration, this structure would be en­hanced by cycles of wetting and drying.

In arid regions. soil crusting is chiefly attributable tothe lack of organic matter. pedo-fauna and vegetation. It encou­rages runoff which is of paramouht importance to the occuranceof natural water-harvesting that supplies deep water-tables pro­tected from evaporation thanks to the high infiltrability of theriver-beds. If the rain could infiltrate antirely into the so11s.water would be still deficient for cropping. Besides. seals pro­tect soils from clay impoverishment. Furthar investigations are'needed in other climatic ragions of Africa. such as .he Sahelianzone. and tha Rain Forest zone.

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INTRODUCTION

1 - PRESENTATION GENERALE DE L'ETUDE.

De nombreux travaux -à la suite de ceux de DULEY (1939)- ontmis en évidence le rOle joué par les caractéristiques physiquesdes premiers centimètres du sol sur l'infiltration. Toutefois cesdonnées ont pour la plupart été recueillies au laboratoire. surdes échantillons remaniés. et demeurent très fragmentaires.

Des études récentes réalisées sur le terrain. en zone sahé­lienne. (COLLINET et VALENTIN. 1979, COLLINET et al •• 1980, a etb) ont montré que le comportement des sols vis à vis de l'eau(infiltration et ruissellement). ne dépend pas de leur naturepédologique. ~e!= de leur organisation superficielle.

Plusieurs auteurs avaient également entrepris l'analyse deces organisations superficielles de zone sèche (GAVAUD. 1968,BDCQUIER. 1971. LEPRUN. 1976 et 1979, BOUGERE. 1979, ESCADAFAL.1981). mais ces travaux n'ont pas été combinés à des mesures ex­périmentales de comportement.

Il semble qu'en ce domaine. très peu de chercheurs aient ététenté d'associer caractérisations morphologiques et résultats ex­périmentaux. Pour cette raison. nous avons envisagé de confronterdes données d'observation menées à différentes éChelles (examenvisuel. microscopie optique et électronique). aux résultats demesures réalisées. en zone subdésertique. à l'aide de techniquesrécentes (Quantimétrie opto-électronique. simulation de pluies.humidimétrie à chocs thermiques ••.• ).

Au cours de cette étude. la surface du sol sera considéréecomme un volume de faible épaisseur distinct du premier horizonpédologique. par son organisation et parfois par sa compositiongranulométrique. Nous chercherons à définir ses relations géné­tiques avec les traits laminaires (BOCQUIER. 1971) contenus dansles horizons sous-jacents. sans entreprendre toutefois l'étudedétaillée de l'organisation des sols.

En effet. nous fixons comme objectifs. à ce travail "épipé­dologique". l'analyse de l'organisation des constituants super­ficiels, l'étude expérimentale de leur comportement (résistancemécanique à la pénétration, conductivité hydraulique saturée,ruissellement, évaporation et détachabilité), de leur genèse etde leur évolution. Nous tenterons également de proposer une ty­pologie de ces organi~ations pelliculaires superficielles. fon­dée sur des caractères diagnostiques morphologiques. corre~pondantaux principaux processus de leur formation.

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II - LE MILIEU SUBDESERTIQUE ETUDIE LA CUVETTE D'AGADEZ,

1 - SITUATION GENERALE (Fig. 1).

La région d'AGAOEZ est une zone de contact entre des forma­tions cristallines (granite calco-alcalin. granite pegmato!de àbiotite et gneiss leptynitique). qui affleurent en amont et s'in­clinent en aval pour atteindre une profondeur de 200 m. et desforma~ions sédimentairBs (grès du Téloua dB l'OrdoviciBn). quiprédominent à l'aval. La plaine est couverte d'alluvions fluvia­tiles. Les plateaux. qui entourent cette cuvBtte. correspondentà d'anciennes te~rasses alluvialBs. et présentent unB surfacetrès cailloutBusB de galets d'origines divBrses. app81~8 reg oupavage désertique.

3 - CLIMAT

2 - GEOLOGIE (Fig. 2).

AGAOEZ est situé en République du NIGER. à 17° de latitudeNord et BO de longitude Est. Cette région appartient à la bordu­re Sud-Ouest de l'AIr. qui est l'un des grands massifs montagneuxsahariens. L'altitude moyenne de la plaine alluviale. où se situela ville. est de 4BO m. Cette "cuvette" s'étend sur 36 km de longet sa plus grande largeur n'excède pes 7 km.

En schématisant. il est possiblB dB distinguBr trois saisons 1

• D'avril à juin. C'BSt la saison chaudB. LBs températuresmaximales atteignent 45°C. alors qUB lBs températurBs minimalesne descendent pas en dessous dB 17.5°C en mai. L'humidité rela­tivB de l'air augmente légèrBment (2B% en juin). et lBs premièrespluies très aléatoires et limitées (une dizaine de millimètrBs)commBncent à tomber. C'Bst au cours de cettB périodB que l'évapo­ration est maximale (17.9 mm/jour. Bn moyennB au mois de mai:bec classe A).

· D'octobre à mars. C'est la saison froide et sèche. Au moisde février les températurBs minimalB"et maximalB sont de 1.9 et3B.5°C. L'humidité rBlative moyennB dB l'air n'Bxcède pas 23%. Acette époque. la pluviométrie BSt quasimBnt nullB.

• De juin à septBmbre. C'est la saison pluvieuse. Les tempé­raturesse maintiennent à un niveau élevé (minime: 16°C. maxima:44.2°C en juillét). L'humidité relative atteint sa valeur maxi­male eu mois d'aoOt (56\J. Il tombe. au cours de ces trois mois.90\ de la pluviométrie annueile. L'évaporation. alors minimale.reste néanmoins élevée (11.1 mm/jour au mois d'aoOt : bac classeAl. .

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CARTE DE SITUATION

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FIG. 3 CARTE DE ·SITUATION DES SITES EXPERiMENTAUX

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- 4 -

Ces différentes moyennes ont été établies pour une durée de16 ans (19 1-19701 par les hydrologues de l'ORSTOM (HOEPFFNER.lE GOULVEN et OElFIEU. 19601.

le tableau N°1 présente les fréquences de hauteurs de pluieannuelle et journalière.

F~~quenae

1 ann~e su~ 2 1 ann~e su~ 10 1 ann~e su~ 100

Hauteur de pluie:

-annueLLe 149 229 307

-journali,}re 27 50 74

TABLEAU n01 : Fr~quenae des. hauteurs de pluie annuelleet journalidre.

(d'apr,}s HOEPFFNER.LE GOULVEN et DELFIEU 1980).

4 - HYDROLOGIE (F;g. 3).

le kori TElOUA est l'un des cours d'eau les plus importantsde l'AIr. Il alimente la cuvette d'AGAOEZ en entrant par le seuild'AZEl. qui ContrOle un bassin versant de 1360 km 2 • Entre ce pointet le seuil aval de N'OOUNA. la plaine alluviale couvre 95 km2. etreçoit les eaux des plateaux adjacents (60 km 2 sur ,granite en amont.100 km 2 sur grès en avall.

Dans la cuvette. le TElOUA se divise en plusieurs effluents.dont le nombre et l'importance varient selon les crues. les litsde ces bras sont particulièrement peu marqués vers l'aval. où ilsconstituent ùne sorte de delta intérieur. la pente moyenne entreAZEl et N'OOUNA est de 1.6°/°°' alors qu'elle est de .3.5°/

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l'ensemble du TElOUA. dont le régime est torrentiel.

la majeure partie de l'eau qui entre par le seuil amont nese retrouve pas à la sta~ion de jaugeage aval. Ainsi. en 1977.Sur les 36 millions de m mesurés au seuil d'AZEl. seuls 3 millionsde m

3sont arrivés à l'exutoire (HOEPFFNER. lE GOULVEN et DElFIEU.

19601. Un des buts de cette étude est de présenter une interpréta­tion de ces pertes considérables.

- 5 -

5 - VEGETATION.

la végétation est très irrégulièrement répartie. Elie estabsente. notamment. aux endroits où le sol présente des surfaces"glacées". les formations herbacées se localisent surtout surles sols sableux. Il est possible de distinguer les espèces àcycle végétatif court (A~istida mutabilis. Sahouwia mutabilis.Puliaa~ia sp.l de celles qui sont plus vivaces (Cymbopogon sp ••Sahoenanthus sp .• Co~nulaaa sp.l.

le couvert arbustif peut ~tre dense près des zones d'écou­lement (Aaaaia flava. Calot~opis p~oae~a. Ziaiphus sp•• Salva­do~a sp.l.

Cette végétation fixe les voiles sableux et les berges desKoris.

6 - ACTIVITE HUMAINE.

AGAOEZ est le chef lieu d'un département grand comme laFrance. la population estimée à 15 000 habitants s'est accruerapidement depuis la sédentarisation d~ nomades. consécutive'àla grande sécheresse du début des années 1970 (les hauteurs depluie annuelle n'ont été que de 39 mm en 1970. 93 mm en 1971.73 mm en 1972 et 76 mm en 19731.

Cette ville est l'une des plus importantes cités carava­nières. avec GAO et TOMBOUCTOU au MALI. Vers le minaret de samosquée. érigé en 1515. convergent les pistes du Ténéré et del'Air. Elle est actuellement. avec TAMANRASSET en AlGERIE. uneville étape très importante sur la piste trans-saharienne laplus fréquentée (NIAMEY-AGAOEZ-TAMANRASSET-AlGER1. la proximitédes mines de charbon à TCHIROZERINE et d'uranium à ARlIT accroItdepuis quelques années son importance ~conomique. le bItumagede cet axe routier. vital pour le NIGER. renforcera d'ici peusa place de métropole pré-saharienne.

l'augmentation de la population entra!ne une demande ac­crue en produits maraichers et céréaliers. cultivés dans lesjardins situés à proximité du TElOUA. Des puits traditionnels.de 10 à 15 m de profondeur. à exhaure animale. assurent l'irri­gation de ces parcelles dont le nombre s'accroit rapidement.

Des forages plus profonds alimentent la population urbaineen eau ~qui était vendue en 1960. 150 F. CFA/m 3 • soit 3 F.F.l.le problème des ressources en eau est donc crucial pour le dé­veloppement de cette région et il suscite de nombreuses recher­ches concernant les modes d'alimentation des nappes. leur ré­serve. etc •••• Cette étude tente de contribuer à ce programme.dont les résultats sont attendus par les autorités nigériennes.

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III - REr~RaUES CONCERNANT LES TERMES UTILISES,

Les organisations pelliculaires. Que l'on observe à la sur­face de certains sols, sont le plus souvent désignées par leterme dB "pellicule de battance", La battancB, qui n'a de tra­duction ni en anglais. ni Bn Bspagnol (~) est "la dBstructionde la structure sous l'effet de la pluie avec formation d'unepelliculB ou d'une mince croQtB superficielle, continue, etconsistante, ditB dB battance", (.),

Ce terme nous parait trop restrictif, Ces organisations nesont pas en effBt toUtBS continuBs, et nous aurons l'occasion.chemin faisant, dB montrer Qu'Blles ne correspondent pas toujoursà cette définition à c~notation génétique ("l'effet de la pluie").Nous reviendrons plus )oin, à l'aidB d'arguments extraits de CBt­te étudB, sur CBttB qUBstion dB tBrminologie. Pour lever touteambiguité. nous proposons au lectBur, lB terme plus général "d'or­ganisation pelliculaire superficielle", désigné en abrégé par lesinitiales "O.P.S.".

CBS organisations sont composéBs de différents matériauxsuperposés Que nous appelons microhoriions. constituant un micro­profil. Il s'agit. en feit. de traits laminaires. d'épaisseurstrès réduites. de l'ordre du millimètre. inclus habituellement.lors des descriptions. dans le premier horizon pédologiQue.

(.) Dictionnaire d'agriculture 1977 index englais et espagnolPARIS Le maison rustique.

1ÈRE PARTIE

CARACTÉRISATION

DES ORGANISATIONS PELLICULAIRES

SUPERFICIELLES

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1 - DEFINITlOi~ ET DISTRIBUTION SPATIALE DE TROIS TYPESD'ORGANISATIONS SUPERFICIELLES,

Dans la cuvette d'Agadez (Fig. N°3). mises à part QuelQue~rares dunes viv~s (Photo N°'). les sols présentent en surface des"organisations tuperficielles" ayant toujours une structure pellI­culaire, maiB diiS constitutions variables. CeB organisations pel­liculaires supeJ'ficielles (O. P. S.) Be regroupent en trois princi­paux types, suivant la présence ou non de différents matériauxgrossiers, qui l:onstituent un "pavage" à leur surface. et suivantl'origine et la nature des matériaux originels des sola qu'ellesrecouvrent (Fig. N°4J.

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Nous désignerons. par la Buite, ces types d'organisations,sur les figures et les graphes, par les abréviations suivantes 1

SAB : D.P.S. 11 pavage rare gravillonaire, sur alluvions"iia"iJl e u B e 3 •

Cee différents états de surface se distribuent de la manièrelui vante dans le paYBage 1

- REG: 0.1'.5. 11 pavage dense caillouteux, sur paléosol dé­"'TI"Vé d' altéri te de grès : ce sont les surfaces qui, dans,'"ces régions désertiques, constituent le "reb".

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LES TROIS PRINCIPAUX TYPES D'ORGANISATIONS PELLICUlAIRES

DANS LA CUVETTE D'AGADEZ

~~fiG. n'4:

- sur les plateaux et les versants caillouteux. formés àpartir de roches cristallines ou sédimentaires (Fig. N°2). ~

et quelle que soit la nature gOologique du substrat, s'6­tend le "reg", c'elt-II-dire le premier type d'organisation

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o-DRGANISATIONS SUPERFICIELLES ET LES VARIATIONSLATERALES ET TRANSVERSALES DE LA COMPOSITIONGRANULOMETRIQUE DES HORIZONS SUPERFICIELS.DANS LA CUVETTE D'AGAOEZ

A cette distribution générale. s'ajoutent les effets de deuxtypes de flux secondaires

superficielle, à pavage dense et très grossier. Ce pavageconstitué de galets de nature pétrographique variée, reposeen discontinuité sur des ·paléosols" sous-jacents. Il estdonc allochtone pour l'origine de ses matériaux [d'HOORE.1964. PLANHOL et ROGNON. 1970).

- dans la cuvette proprement dite. le distribution des allu­vions et des deux types d'organisations superficielles quileur sont liées, est régie par les lois générales du clas­sement granulométrique des sédiments [HJULSTROM, 1935). Onreconnalt ainsi. avec prAS (1979). que le tri granulomé­trique lié à la diminution du courant. s'est opéré de l'a­mont vers l'aval de la cuvette (Fig. N°3). par lB dépOtsuccessif d'alluvions sableusBs puis argileuses.

- ceux de débordements de lits. qui déposent dbd sédimentsde plus en plus fins au fur et à mesure que les eaux s'é­loignent de leur cours normal.

- 10 -

SOL OE REG. A PAVAGE DESERTIQUE. SUR PALEDSOL DERIVE DE GRESARGILEUX.

Il - LES PROFILS PEDOLOGIQUES CORRESPONDANT ACES TROIS TYPESD'ORGANISATION SUPERFICIELLE.

- ceux du ruissellement en nappe provenant des versan~ cail­louteux. d'où elles exportent des particules fines.

Oes transects longitudinaux et transversaux. qui peuvent ~tr~

établis d'après les données de prAS (1979). illustrent bien le jeude ces trois influences sur la composition granulométrique des ho­rizons superficiels (Fig. N°S),

Ainsi la distribution et la nature des organisations super­ficielles dans la cuvette, dépendent de leurs distances par rap­port au seuil amont. au lit du Kori. et au versant caillouteux.

Les organisations superficielles. qui viennent d'être définies,se forment à le partie supérieure de trois types de sols. représen­tatifs de la région. et dont les caractéristiques principales. mor­phologiques et analytiques. sont les suivantes 1

Ce profil est composé de troie ensembles ~Fig. N°6-1. etPhoto. N°S) :

1) Y~_e~!~g~_gr~~~1~r_~~_g~1~~§.o~fférencié lUi-même en deux

DISTANCE ( •• )

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- 12 -- 13 -

horizons :

des galets fluviatiles à matrice limona-argileuse, associésà l'O.P.S. "REG" :

0-5 cm : couleur en sec: brun clair (7,5 YR 6/4, cou­leur en humide: brun vif (7,5 YR 4/6),70% envolume d'éléments grossiers (galets); 10% depierres, 30% de cailloux, 30% de graviers; li­moneux argileux, structure polyédrique trèsnette et fine (3 mm), très poreux à porositévésiculaire; meuble; transition nette et on­dulée.

grégés, rouge sombre à patine blanche, irré­guliers et anguleux, argile sableuse, struc­ture massive à éclats anguleux, très peu po­reux, très cohérent, limite très nette etrégulière.

3) ~~~_9~11~_9~_9r~~_~r9il~~~_~1~grg(grès du TElOUA, de l'ère

primaire, Fig. N°2) : à partir de 100 cm.

lB) SOL PEU EVOLUE 0' APPORT ALLUVIAL, SABlEUX.1

des galets fluviatiles à matrice sableuse :

Une altérite tachetée à lithoreliques de grès :

• Un horizon d'accumulation à structure columnaire

2) ~~_p~1~Q~Ql_~r2~g~~, différencié en deux horizons :

20-45 cm : couleur en sec: rouge clair (2,5 YR 6/~),couleur en humide: rouge clair. (2,5 YR 8/8),taches assez nombreuses, moyennes et grandes,irrégulières, contraste très net, couleur àsec: brun jaunâtre foncé (JO YR 4/G), cou'leur en humide: brun jaunâtre foncé (10 YR3/6), ces taches sont plus ou moins indurées,sans éléments grossiers, sablo-argileux,structure columnaire (Photo. N°S), poreux àpores vésiculaires très fins, très cohérent,transition graduelle et ondulée.

couleur en sec: jaune rougeâtre (7,5 YR7/6), couleur en humide: brun vif (7,5 YR5/G), sans éléments grossiers, sables finset grossiers, structure particulaire ou po­lyédrique subanguleuse grossière ~t peunette, poreux, meuble, transition nette etrégulière.

couleurs identiques aux deux horizons pré­cédents, sans éléments grossiers, sablesgrossiers et fins, structure particulaire,très poreux, meuble, limite nette et régu­lière.

couleur en sec: jaune rougeâtre (7,5 YR 7/6),couleur en humide: brun vif (7,5 YR 5/6),moins de 5% de graviers de quartz, ceux-ciconstituent le "pavage", sables grossiers etfins, structure lamellaire et particulaireassurée par de nombreuses D.P.S. superposées,enterrées, pOreux, meuble, transition onduléeet graduelle.

10-40 cm

40-55 cm

0-10 cm

Il est possible de distinguer également pour ce profil, troisensembles bien distincts (Phot. N°37).

1) ~~~_~~p~rpQ~i~iQ~_9~Q~P~~~_~_P~Y~9~_r~r~_9r~YillQ~~~ir~(Photo.

N° 37 a et 40).

2) g~~_~ll~YiQ~~_~~~l~~~~~_~~~~_~~ryç~Yr~_l~~~ll~ir~,qui se dif-

férencient en deux horizons: (Photo. N° 37 b)

couleur en sec: blanc (10 YR 8/2), couleuren humide: brun très pâle (10 YR 7/3), trèsnombreuses taches de dimensions variables àcontraste très net, irrégulières, couleur ensec: rouge clair (2,5 YR 6/8), couleur hu­mide : rouge (2,5 YU 5/8), et couleur en secrouge sombre (10 R 4/4), couleur en humide:rouge sombre (10 R 3/3), ces dernières tachessemblent associées à d'anciens biovidesracinaires, 57. de fragments de grès de la di­mension de cailloux, altérés mais peu désa-

couleur en sec : rouge jaunâtre (5 YR 5/G),couleur en humide: rouge jaunâtre (5 YR 4/6),80% en volume d'éléments grossiers: 20 7. depierres, 30% de cailloux, 30% de graviers;sableux à sables grossiers et fins, structureparticulaire, peu poreux, meuble, disconti­nuité nette et régulière.

5-20 cm

45-100 cm

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couleur en sec: jaune rougeâtre (7,5 YR7/8), couleur en humide: brun vif (7,5YR 4/6), sans élément grossier, sablesgrossiers, structure massive, peu poreux,très cQhérent, transition très nette etondulée.

couleur à Yétat frais: brun vif (7,5 YR5/6), cet état d'humectation s'cbserve sixmois après les dernières pluies, sablesgrossiers, 15% en volume d'éléments gros­siers : galets très émoussés de quartz etde granite, graviers de quartz ferruginiséset anguleux, structure lamellaire grossière,boulant.

15 -

couleur en sec: brun clair (7,5 YR 6/4),couleur en humide: brun vif (7,5 YR 4/6),sans élément grossier, argilo-sableux,structure massive, très poreux, à porositévésiculaire, très cohérent, transition trèsnette et ondulée.

cm\00-125

55-ISO cm

20-100 cm

0-20 cm : couleur en sec: brun clair (7,5 YR 6/4), cou­leur en humide: brun (7,5 YR 4/4), sans élé­ment grossier, argile limoneuse, structurepolyédrique très nette passant de fine a gros­sière du sommet vers la base, peu poreux àporosité interagréga~. peu cohérent, transi­tion très nette et ondulée.

Une O.P.S. sans pavage,liée ~ un horizon ~ structure polyé­drique

Un horizon ~ structure massive

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3)

1) Q~~_~!!~YiQ~~_~rgi!~~~~~, elles-même différenciées en deux ho­rizons

Comme pour les deux sols précédents. trois ensembles peuventêtre distin~J~~ sur ce profil (Fig. N°S-3 et Photo. N°~)

~ SOL PEU EVOLUE D'APPORT AIL1fVIA~GILEUX.1

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ft ..·0c - t1ATlERE. ORGANIQUE

b - NATURE ~INERALOr,IQUE DES ARGILES

d - COMPLEXE ABSORBANT

125 cm et au-delà: couleur en sec: rouge jaunâtre (5YR 5/8). couleur en humide: rouge jaunâtre(5 YR 4/6), sans élément grossier, sablo­argileux, très peu poreux, très cohérent.

a - GRANULOMETRIE

L'existence d'un tri granulométrique des matériaux alluviauxest confirmée par la grande disparité que l'on observe entre leshorizons. et entre les profils (Fig. N°7J. Pour les deux sols peûévolués d'apport alluvial. les horizons superficiels sont les plusriches en argile.

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Les principales caractéristiques analytiques de cesprofils sont les suivantes

Les teneurs en matière organique n'excèdent pas 1% dans leshorizons superficiels: 0.2% pour le reg. 0.1% pour le 501 suralluvions sableuses. et 0,7% pour le sol sur alluvions argileuses.Ces valeurs sont. dans les trois cas, supérieures ~ celles des ho­rizons sous-jacents. Ces horizons superficiels peuvent donc ètreconsidêrês comme des horizons A. y compris celui du reg.

La capacité d'échange des différents horizons dépend étroi­tement de leur teneur en argile. Les compositions cationiqu6 sontde type calcique. La saturation du complexe est assurée pour tousles horizons ~ l'exception desdaux premiers (0-20 et 20 - 100cm)du sol sur alluvions argileuses (Tab. N°2l.

L'analyse diffractométrique des argiles contenues dans leshorizons superficiels des trois sols étudiés indique une composi­tion minéralogique identique dans chaque cas. qui est la suivante~ontmorillonite. kaolinite. illite. traces possibles d'hématite.run peu d'hématite". pour le reg). Cette similitude se retrouvedans 19s horizons sous-jacents. si l'on se réfère aux rapportssilice/alumine calculés après attaque triacide (Fig. N°e). Ces va­leurs sont toutefois plus fortes pour les horizons profonds du solsur alluvions sableuses que pour ceux des autres sols. Les trèsf~ibles teneurs en argile granulométrique de ces horizons sableux(Fig. N°7) rendent cependant difficile l'interprétation de telsrésultats.

- 18 - FIG. n' 8: CARACTERES ANAL YTIQUES DES TRDIS SDLS ETUDI~S:

RAPPORT SILICE/ALUMINE, pH. COEfFICIENT D'ABSORPTION SODIQUEET TENEUR EN SELS SOLU8LES.

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Ng:::+ 2,32 0,48 0,44 2,00 0,60 0,50 0,30 0,12 5,60 3,00 0,80 1

.. + 1,15 0,43 0,22 0,27 0,18 0,14 0,10 0,01 0,90 0,35 0,05 ·:.

n + 0,16 0,24 0,54 1,70 0,02 0,04 0,06 0,02 0,12 0,19 0,08 1.• '1

Jnma S 22,00 6,12 5,57 10,24 3,11 3,15 2,39 0,92 16,79 9,51 2,72 1

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100 S/T Sato 98,23 Sato Sato 98,73 Sato Sato Sato 93,12 85,60 98,91 ~

TABLEAU n02 Caract~ristiques du complexe absorbant des horizon!analys~s. (meq/100g)

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1 / if: ./1 1: 1

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La réaction des sols est proche de la neutralité, mais lesvariations à l'échelle d'un m~me profil peuvent être sensibles[Fig. N°B)'

Le sol de reg se distingue nettement des deux autres, quantà son coefficient d'absorption sodique et à sa teneur en sels so­lubles [Fig. N°B). sans toutefois que les valeurs atteintes parces paramètres puissent le classer parmi les sols salés. Les tauxde salinité mesuréssur des extraits de pâte saturée sont très bas[D.D4·et 0.09 %. pour les horizons superficiels des deux sols dela plaine alluviale. 0.14 pour l'horizon superficiel du reg).C'est ~ur l'horizon à structure columnaire du paléosol étudié quela valeur de ce paramètre est la plus forte: 0.69 ~_ Ces indicestendent à montrer que cet horizon correspondrait à l'horizon Bd'un ancien sol sodique.

En dépit de l'endoréisme de cette région. une accumulationde sels ne parait donc pas se manifester. comme il est fréquentdans ce type de milieu subdésertique [DABIN. 1969, ALPERDVITCHet DAN. 1973, etc ••• J.

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- 20 -

En conclusion, cette caractérisation des principaux types desols -après avoir permis de rattacher les différentes organisationspelliculaires superficielles à des profils pédologiques- fournitégalement deux sortes de renseignements, concernant:

la mise en place des matériaux et leur évolution régionale.On peut en effet 'distinguer, notamment d'après les super­positions de matériaux représentées dans la figure N0S:

Une phase ancienne de pédogénè$e. développée à partirdes formations gréseuses en place. et à laquelle corres­pondent les ensembles les plus profonds du paléosolet du sol sur alluvions argileuses (Fig. N°S-1).

Une phase d'érosion suivie d~une Succession d'apportsalluviaux, Les profils développés sur grès sont eneffet tronqués par érosion et recouverts [paléosols)par des matériaux allochtones. Les premières sédimen­tations fluviatiles sont-alors grossières [galets),et elles affectent les parties hautes [plateaux etversants), ainsi Que l'amont de la cuvette [Fig. N°S ­2-), Dans les parties aval, les premiers dépOts sont~onstitués de sables grossiers (Fig. N°S-3-). Et danstoute la cuvette. on constate Que les alluvions lesplus récentes spnt de plus 'en plus fines. ce qui cor­respond à une diminution générale de la compétence descourants.

Une phase d'érosion en nappe, qui -sur les versantset les plateaux- affecte ces apports alluviaux. et,en entra!nant les éléments fins, provoque un enrichis­sement relatif en éléments grossiers. Les actions éd­liennes peuvent contribuer, par vannage, à la forma­tion de ces "pavages" d'éléments grossiers résiduels,caractéristiques des "regs". Des apports éoliens pour­raient également intervenir, et rendre compte de larichesse en limons de certains horizons superficielsYAALON et DAN, 1974).

- le régime hydrique des sols. Les différences importantesdans la granulométrie des sols laissent tout d'abord sup­poser des comportements et des "régimes hydriques variés :l'amont sableux de la cuvette devant permettre par exem­ple une bien meilleu~infiltration de l'eau Que les par­ties aval argileuses [PIAS, 1979).

On peut considérer d'autre part, d'après les travaux deCERNUOA, SMITH et VINCENTE-CHANDLER (1954) et de BOULET(19S6), Que la fine fragmentation polyédrique de l' hori­zon superficiel du sol argileux, indique une humectationincomplète suivie d'une dessiccation intense.

Par ailleurs, on aurait pu envisager d'utiliser -commece fut possible au Nouveau Mexique par HASSAN (19691- les

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- 21 -

variations verticales des teneurs en cations échangeables[Tabl. N°2) pour évaluer dans les profils les profondeursd'infiltration et de drainage. 'Mais l'extrême hétérogé­néité des matériaux n'autorise pas de telles évaluations.

Si la caractérisation des profils permet donc de déduiraquelques indices de comportement vis à vis de l'eau. cetteapproche ne sembls pas du tout suffisante dans ce type demilieu pour lequel précisément. comme l'ont montré de pré­cédents travaux [COLLINET et VALENTIN, 19791, les organi­sations superficielles paraissent jouer un rOle détermi­nant dans le régime hydrique des sols.

III - LA CARACTERISATION DES TROIS TYPES D'ORGANISATIONSPELLICULAIRES SUPERFICIELLES,

Après avoir présenté les sols, auxquels se rattachent lestrois ~ypes d'organisations pelliculaires. il convient d'exposerles pr1ncipales caractéristiques morphologiques de ces différen­ciations superficielles. Alors que pour les sols nous avons suiviun ord~e topographique [de l'amont vers l'avall. et chronologique[du paléosol' aux sols peu évoluésl, no~s commencerons par l'O.P.S. sur alluvions argileuses [ARG.). qui présente l'organisationla plus simple, pour terminer par l'D.P.S. sur REG, la plus com­plexe.

A) L'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE SANS PAVAGE, SURALLUVIONS ARGILEUSES (O.P.• S. "ARG"l.

La caractérisation des premiers millimètres de l'horizon desurface a été réalisée à différentes échelles d'observation: ma­croscopique [examen visuel de terrainl et microscopique (microsco­pies optique et électronique). Elle concerne les surfaces des deuxparcelles d'étude soumises à des pluies simulées (correspondant àla hauteur pluviométrique annuelle: 150 mml cf. 2ème partiell'une jouant le rOle de parcelle témoin naturelle, l'autre étantlabourée manuellement sur une prbfondeur de 10 cm.

1 - PARCELLE NATURELLE

De nombreux auteurs ont déjà signalé l'existence j'organisa­tions pelliculaires en zones arides ou semi-arides (AUBERT et MAI­GNIEN, 19461 BOULET, 1966: BOCQUIER, 19711 ALPEROVITCH et DAN,19731 ESCADAFAL, 1961, etc ••• 1. Plus rares sont les études qui ontporté sur les O.P.S. des sols ~lluviaux de ces régions (RADWANSKY,1966: SHARMA et AGRAWALL, 1960).

- 22 -

a) Ç~r~f!gri~~!iQD_~2frQ~fQQigy~

Sur le site que nous étudions ici. cette organisation de sur­face se présente macroscopiquement comme la succession de trois"microhorizons" (Fig. N°9) :

lmm"----'

1•1

- 23 -

On note immédiatement que la porosité vésiculaire se situeprincipalement d l'intérieur de cette organisation pelliculaire.alors que ce type de porosité est habituellement décrit à la ba­se des "croûtes superficielles· (PALETSKAYA. LAVROV et KOGAN.1968, MOTT. BRIDGE et ARNDT. 1979).

La principale modification macroscopique déterminée par lespluies sur ce type d'O.P.S. est l'apparition de fentes de retraitde 0.5 à 1,5 mm de large, profondes de 4 à 5 mm. Elles délimitentdes surfaces polygonales de 3 à 7 cm de cOté.

b) Ç2r2f!~r!~~!!QD_~ifrQ~fQE!9~~

La microscopie optique, peu utilisée jusqu'à présent pourl'étude de ces formations de surface -si ce n'est par EVANS etBU DL (1968). PAGLIAI et LAMARGA (1979). pour les états naturels.et par JONGERIUS (1970). BISHAY et STOOPS (1975) et BLIC (1979).pour les hor1zons labourés- permet de préciser les rel,~iGns queles constituants présentent entre eux. d'un point de vue struc­tural (arrangement) et parfois d'un point de vue chronologique(ordre relatif de mise en place des constituants).

Sur les lames minces réalisées dans ces O.P.S .• on identi­fie facilement les trois microhorizons décrits précédemment (Fig.N°9). et l'on précise les caractères suivants:

~

fiG. o' 9: ORGANISATION MACROSCOPIQUE DE L'O.P. S. NATURELLE SUR

ALLUVIONS ARGILEUSES

3 - Un microhorizon continu, sableux, massif. Il estpeu poreux, de texture sablo-argileuse, peu cohérent;il n'adhère pas à l'horizon suivant (premier horizondu profil pédologique).

J -

2 -

Un microhorizon sableux discontinu, de 1 mm environd'épaisseur, occupant (57. de la surface couverte)les anfractuosités du micro-horizon sous-jacent au­quel il adhère. Il est constitué de sables fins lé­gèrement cimentés. La po~osité apparaît à l'examenvisuel comme inte.sticielle.

Un microhorizon continu, argileux, à porosité vési­culaire. Son épaisseur est d'environ 2 mm, et lediamètre des vésicules n'excède pas 1 mm. Il adhèr~au microhorizon suivant.

FIG. n'10 ORGANISATION MICROSCOPIQUE DE!> DEUX PR~M1ERS MICRO - HORIZONS

DE L' O.P.S. NATURELLE SUR ALLUVIONS ARGILEUSES

1 d'après photo. 0'15 1

2 - Microhorizon continu ar ilo-limoneux à orositivisiculaire (Photo. N 15, Fig. N 10). Le p asmaargilo-limoneux est ici largement dominant (65%).Il n'est pas orienti (isotique à argilasépique), dufait de la prisence de limons (BREWER et HALDANE,1957). Le squelette quartzeux est principalementreprésenti (307.) par des sables fins, et à 5% seu­lement par des sables grossiers.

L'assemblage du plasma et du squelette devient icide type porphyrosquelique,c'est-à-dire que lesgrains de quartz sont noyés dans le plasma argilo­limoneux. Ce fond matriciel préseute deux types riepores vésiculaires: de grandes vésicules (450 ~),sphiriques, parfois ouvertes, disposées parallèle­ment à la surface, et des vésicules plus petites(150 ~), plus ovoides, sous-jacentes aux premi~res.

3 - Microhorizon continu, sableux, massif: le sque­lette quartzeux redevient ici dominanc (20% desables de 400 ~, 40% de 150 ~, 15% de 50 ~). Lesgrains les plus grossiers (1,5 mm) se localisentà la base de ce microhorizon, où ils favorisent-en augmentant igalement la porosité- la séparationde l'ense~ble de ces trois micro~orizons avec lepremier horizon du profil. Le plasma argilo-limo­neux (20%), à dominante argilasépique, est locale­ment orienté autour du squelette (squelsépique) oudes vides (vosépique).

L'assemblage du plasma et du squelette varie d'in­tertextique à agglOméroplasmique. Les vides, dedimensions importantes (3 à 4 mm), sont principa­lement des chenaux d'origine biologique. Ils se

localisent au sommet de ce microhorizo n • La poro­sité est ailleurs constituée de vides d'entassement.

Le microhorizon sableux continu ne semble pas avoirsubi de transformation not~ble

L'étude de lames minces d'O. P.S. prélevées après les pluiespermet de mettre en évidence les variations majeures suivantes

Le microhorizon sableux devient continu et s'ipaissit(600 ~ en amont de la parcelle, 300 ~ en aval). Laporositi est surtout intersticielle; elle est igale­ment constituée de quelques vésicules petites (100 ~).

son épais­2,00 mm,est tou-

- 25 -~ "~ \. ,i 1 ~ JL"!' ~ ~

Le microhorizon argilo-limoneux se réduitseur qui variait avant les pluies de 0,75 àn'est plus que de 0,3 à 0,5 mm. La porositéjours vésiculaire.

(, .~r~~,p', l..i . 1 1..

Les deux microhorizons. dont l'épaisseur dépend d'un ~héno­

mène extérieur (la pluie), contiennent des vésicules. Le micro­horizon sous-jacent. dont les caractéristiques microscopiquesparaissent constantes. est nettement plus poreux. Afin de préci­ser la distribution de cette porosité, nous en avons réalisé uneétude quantitative. qui sera présentée dans la seconde partie.

Il appara~t d'emblée que les principaux caractères microsco­piques des deux microhorizons superficiels. et notamment leurépaisseu~ sont liés à la pluie. L'extension du microhorizon sa­bleux superficiel, qui s'opère simultanément à la diminutiond'épaisseur du microhorizon argilo-limoneux sous-jacent. sembleindiquer un lien g 6 nétique entre ces deux formations qu'il con­vient de préciser. L'étude expérimentale de la formation de cesD.P.S. tentera de fournir des donné8s. qui permettront d'aborderce problème avec plus de précision (cf. 3ème partie).

~~_œi~~9~~9~i~_~1~~~~9~ig~~_~_Q~1~y~gg.nous avons étudiédes échantillons prélevés après les pluies. Une partie du micro­horizon sableux superficiel a disparu lors des manipulations.C'est donc le plus souvent 10 sommet du deuxième microhorizonqui est observable. Les porosités vésiculaires se présententalors comme des ·cratère~ miniatures· (PALESTKAYA. LAVROV etKDGANi 1955), prenant l'aspect de méta-vides: les par_i~ decos pores n'apparaissent pas lisses aux grossissements utilisés,mais irrégulières.

Un réseau de micro-organismes filamenteux. disposés horizon­talement. semble constituer un treillis susceptible de renforcerla cohésion de ce microhorizon argilo-limoneux (Photo. N°16 et17). Alors que le rOle joué par ce type de micro-organismes surla stabilisation des agrégats est bien établi (HARRIS. CHESTERS.ALLEN. 1966), leur action sur l'évolution des D.P.S. est pluscontroversée: pour FLETCHER et MARTIN (1946) ils amélioreraientleur infiltrabilité. tandis que pour LDDPE et GIFFDRD (1972)leurs effets seraient minimes ~ur les caractéristiques chimiques.la perméabilité et l'érodibilité de ces organisations superfi­cielles. Compte-tenu de leur présence très discrète au sein du

t

,1

·1

- 24 -

llicrohorizon sableux discontinu (Photo. N°15), Fig.N°IO) : le squelette essentiellement quartzeux, està dominance de sables fins (50%) avec 20% de limonsgrossiers et 15% de sables grossiers. Le plasma ar­gilo-limoneux a une structure de type squelsépique(BREWER, 1964), c'est-à-dire qu'il prisente des si­parations plasmiques (exprimant des contraintes)orienœes parallèlement à la surface des grains dusquelette.

L'asse"~blage -qui concerne donc principalement lesquelette quartzeux est de type interte~tique (BREWER,1964) ou monochitonic (STOOPS et JONGERIUS, 1975),c'est-}-dire que les ponts reliant les grains desquelette grossiers sont ici principalement cons­tituis de squelette fin (BOGQUIER, 1974).

La porosité est essentiellement constituie pardes vides d'entassement. On note igalement quelquesvésicules (diamètre infirieur à 500 ~), ouvertes ensurface (Photo. N° 15).

1 -

- 26 -- 27 -

b) ~~r~ç~~ri~~~iQ~_~içrQ~ç~pig~~

Plusieurs séries de prélèvements ont été réalisés dans lebut d'étudier les variations de ces organisations superficielles.aussi bien dans le temps que dans l'espace: avant les pluies(Photo. ND19). à 13 minutes (Photo. ND23). à 20 minutes (Photo.N°2S). à ~ et 40 minutes .après le début de la première pluie(Photo. N°27). avant la deuxiè~e séquence pluvieuse (ces prélè­vements ont eu lieu sur l'anneau de garde de le parcelle). et une

- Deuxième séquence pluvieuse. Au cours de la première des­siccation,deux types de fentes .sont apparues: petites(largeur: 1 mm, profondeur: 2 cm, côté des polygones:5-8 cm), et grandes (largeur: 5 mm, profondeur: 2 cm,côté des polygones: 30-40 cm). Ces fentes sont presquetoutes refermées cinq minutes après le début de la pluie(Photo. N°II- alors que des flaques se sont déjà formées(Photo. N° Il -C-).

- Troisième séquence pluvieuse. L'évolution est beaucoupplus lente que lors de la première pluie, et la surfaceest peu modifiée par rapport à la fin de la deuxième sé­quence pluvieuse (Photo. N°IZ) : les agrégats émergetrès émoussés ne couvrent plus que 15% de la surface(Photo. N°13). Contrairement à la première pluie, il n'ya plus d'accumulation importante de micro-agrégats dansles zones de ralentissement du ruissellement (Photo. N°/0 et 13). Au cours de la desskGation, un réseau de fen­tes (largeur: \-4 mm, côté des polygones: 3-15 cm) s'ins­talle sur la parcelle (Photo. NDI4). L'état de surface estconsidérablement modifié à la fin des pluies par rapportà la surface labourée (Photo. ND 7 et 14, Photo. ND21).

En coupe, (Photo. ND30), on peut également suivre macros­copiquement l'évolution des agrégats émergents (Photo.ND29). Ceux-ci conservent leur structure -quoique émous­sée - dans leur partie sommitale qui reste exondée. Leurbase, qui subit une désagrégation, ne se discerne plus del'O.P.S. épaisse de 5 mm.

La taille de ces agrégats diminue peu au cours des pluieselle passe de 5-6 cm à 4-5 cm. Ces agrégats grossiers sontles seuls à subsister après les pluies; leur partie émer­gée a mieux résisté à l'action de l'eau que leur partieenterrée. Sous l'O.P.S., la structure des agrégats ainsique la macro-porosité interagrégats initiale se sont main­tenues sans modification importante; ils sont légèrementplus émoussés qu'avant les pluies (Photo. ND30).

d'agré­leur

Après cette seconde séquence pluvieuse, le nombregats émergents s'est sensiblement maintenu, maisvolume a diminué.

!

2 - PARCELLE LA80UREE

Première pluie. Dès les premiéres gouttes de pluies, lesagrégats donnent l'impression de subir simultanément ungonflement et une "fonte". Leur. surface devient pâteuse,(Photo. ND 22, 7 minutes après le début de la pluie d'in-tensité 60 mm/h, photo. NDa à 10 minutes). Des "micro-coulées boueuses" comblent progressivement la macro-poro­sité inter-agrégat. Les premières flaques ~'eau apparais­sent (Photo. N

D9 -A- , 17 minutes après le début de la

pluie) et le ruissellement commence. A la fin de cettepremière séquence pluvieuse (définie comme l'ensemble despluies qui tombent le même jour), moins du tiers des agré­gats émergent encore de la surface glacée. Des micro-agré­gats très cohérents tapissent le fond des micro-dépressionsoù l'écoulement est ralenti (Fig. NDIO -B-).

- Avant les pluies. Le labour a détruit l'O.p.s. décriteprécédemment et a mis en surface des mottes de petitetaille. La plupart d'entre elles (Photo. N° 4 et 6) sontdes agrégats provenant du premier horizon du profil. (Nousutiliserons par la suite le terme d'agrégats pour désignerces mottes qui sont toutes très cohérentes). Leur taillese répartit en trois grandes classes (Photo. ND 7, la et21).: les agrégats grossiers (5-6 cm) couvrent 257. de lasurface, les agrégats moyens (2-3 cm), 607., et les petitsagrégats (0,5-2 cm), 15% de la surface. Une poudre argilo­limoneuse colmate en partie les vides interagréga~ à uneprofondeur de 3 cm.

micro~orizon continu argilo-limoneux. nous adoPtons cet avis, toutRn considérant que ces micro-organismes filamenteux sont suscep­tibles de stabiliser. très localement des particules fines (argileou limon fins) (Photo. N°17). Cette action semble davantage due àl'adhérence aux mucilages. qu'à un effet physique d'emballage(ASPIRAS et al •• 1971).

Ce type d'orgenisation pelliculaire superficielle constituéede la sUCcession d'un microhorizon plus ou moins continu. sableuxet faiblement cimenté sus-jacent à un microhorizon continu argi­leux. ou argilo-limoneux est très fréquente dans les zones sub­désertiques (SOULET. 1966). On l'observe également très souventen zone sahélienne: aussi bien en Haute-Volta (VALENTIN. 19B1 a).qu'au Mali (LEPRUN. 197B et 1979). ou au Sénégal (VALENTIN.19B1 cl.

a) ~~r~ç!~r1~~~i~~_~~çr~~ç~pig~~

Une série de clichés (Planche N°2, Photo. N°7 à 14) permettout d'abord de suivre macroscopiquement l'évolution des aspectsde 'la surface labourée. au cOurs de plu~ieurs pluies

\

- 28 -

fois les simulations de pluies achevées sur différents points dela parcelle: agrégats exondés. micro-dépressions. axes de ruis­sellement etc ••• (par exemple. Photos N° 14 - E. F. G -. 31. 32et 361.

Notons que la réalisation des lames minces d'O.P.S. poseun cert~in nombre de problèmes techniques:

Le plus souvent, peu épaisses, ces O.P.S. sont fra­giles. Or il eat nécessaire de les transporter jus­qu'au laboratoire pour l'imprégnation lente, et celàdans des conditions parfois difficiles (pistes .•• ).Dans ce cas précis les échantillons qui devaient êtreimprégnés ou soumis à l'examen de microscopie électro­nique, ont été conservés dans du coton. Cette techni­que assure une protection satisfaisante. Elle présentetoutefois le défaut d'apporter des modifications aumicrohorizon superficiel. De nombreux grains de sQue­lette peuvent en effet rester emprisonnés par les fi­bres du coton. Cet inconvénient est surtout sensiblepour les échantillons soumis à la microscopie élec­tronique où les microhorizons superficiels sableuxont ainsi le plus souvent disparu. Il est moins mar­qué pour les lames minces, puisque l'imprégnationa lieu sur les échantillons encore contenus dans leuremballage. Cette difficulté peut être contournée parl'utilisation de produits qui ont la particularitéd'indurer l'échantillon, et donc de le rendre moinsfragile, tout en étant solubles dans la résine d'im­prégnation. Il est ainsi possible d'imprégner rapi­dement in situ des échantillons fragiles à l'aide denitro-cellulose (DU IR et al., 1974) ou d'acétate de'cellulose (LEPRUN, 1979; VALENTIN, 1981 c). Ce pro­cédé exclue cependant l'observation ultérieure del'échantillon en microscopie électronique.

Se pose fgalement le pro~lème de la conservation dela structure et de la porosité des échantillons pré­levés à l'état humide. Dans le cas de nos essais,ceux-ci ont été préalablement désséchés avant l'impré­gnation. Une technique semble plus conservatrice :elle consiste à dessècher l'échantillon à très bassetempérature (- 158° C) à l'aide de Fréon 12 (CCI2F2)et d'azote liquide (JONGERIUS et HEINTZCRBERGER, 1975).L'azote liquide a également été utilisé par CHEN etal., 1980. Ce procédé, intéressant, ne peut être envi­sagé qu'au laboratoire. Sur nos échantillons, il estdonc difficile de distinguer la part des modificationsstructurales qui est due à l'action de l'eau de cellequi est consécutive à la dessücation. Nous considéronscependant que les échantillons ont subi les même trans­formations lors du dessèchement et que les différencesobservées sont à attribuer à l'action de l'eau.

1lj

!1

- 29 -

Les principales observations en microscopie optique. obtenuespar l'analyse systématique de nombreuses lames minces peuvent ser~sumer comme suit:

- Avant les oluies

Les agrégats épandus en surface par le labour ont une organi­sation microscopique caractériséepar la présence (Fig. N°11. Photo.N°19)

2mm

FIG. n' 11: COUPE D'AGREGAT AVANT LES PLUIES - d'après photo, n' 19

A: fONO MATRICiEl A POROSIH REDUITE 1BI, C: MICRO -AGUGAT

ARGilEUX A POROSIH TRES RUUITE 10 1.

d'Un fond matriciel, qui en constitue sensiblement 70%.Il est composé d'un squelette à sables quartzeux, oùdominent les grains de petite taille (50-115 ~), etd'un plasma argilo-limoneux isotique. L'assemblage estporphyrosquelique. La porosité très réduite (20%) estassurée par quelques vides planaires (fissures) etquelques alvéoles.

de micro-agrégats, qui correspondent à des papules,c'est-à-dire à des fragments d'anciens traits pédolo­giques, et à des micro-peds argileux. Ils sont inclusdans le,fond matriciel, ont des formes diverses, etune taille de 1 à 3 mm. Ils sont dépourvus de sque­lette. Le plasma argileux est isotique. La pOTosité,très réduite, se Jimite à de très rares fissures ausein des micro-agrégats les plus grossiers.

apparaissent

- 3D -

- Pengant et après les pluies:

Deux grands types d'organisation

PŒ,,- ,. l ..: l .. f,; .!~. " Cf 1- 31 -

jacent semble, par contre,tion initiale des agrégatsA -).

avoir conservé l'organisa­(Photo. N° 19, 20 et 36 -

Une a.p.s. de dépôts ,qui présente une structure litée,très peu poreuse. qui se trouve principalement en surfacede la zone aval et des micro-dépressions de la parcelle.

En microscopie électronique à balayage. c'est-à-dire avecune vision en trois dimensions (Photo. N° 34 et 35). on distin­gue aisément les traces de cassures conchoIdales (Photo. N°34-l -J observées précédemment sur lames minces (Photo. N°31. 32et 33 - l -J. Elles semblent alors correspondre à des impects,qui auraient criblé la partie sommitale de l'agrégat. Un matériauessentiellement argilo-limoneux et orienté dans le sens de la"micro-pente" couvre la partie inférieure et la base des "micro­versants" de l'agrégat (Photo. N°34 et 35). On discerne ainsiaisément sur la photo. N°34 (comme sur les photo. N° 31 et 32Jla partie de l'agrégat qui est restée exondée. La porosité trèsréduite des dépôts lités, déjà observée en microscopie optique(Photo. N°31 et 32 - C -, 36 - E à l -J apparaIt également trèslimitée aux plus forts grossissements (Photo. N°351.

Ces différentes observations mettent en évidence la consti­tution raoide de deux orincioaux types d'orQanisation gui sedistribuent logigue~ent aussi bien dans le te~ps gue Jans l'es­~ (Fig. N°12J. On distingue en effet:

Une D.P.S. de désagrégation constituée du fond matricieltransformé, décrit précédemment. Elle se situe à l'amontde la parcelle et à la base des "micro-profils" de lazone aval.

- le maintien en surface des agrégats les plus grossiers aété signalé par divers auteurs en des circonstances ana­logue~ (ROSE, 1961; MOLDENHAUER et KEHPER, 1969).

- l'apparition de fentes de retrait (Photo. N°14) sembleliée à la présence des smectites (TESSIER, 1980). Leurquantification opto-électronique (GUIDI, PAGLIAI et PE­TRUZELLI, 1978) aurait permis de suivre l'évolution deces fentes avee plus de précision. Il semble cependantque leur densité soit liée au type d'O.P.S. : elle dimi­nue des organisations de désagrégation, où elles sontnombreuses, jusqu'à cell'l!s de dépôts (Photo. N°14).

Ces deux types d'organisation se succèdent donc en un mêmepoint dans le temps. L'examen attentif d'un "micro-profil" (Pho-to. N°36J ne permet de reconstituer l'histoire de sa forma-tion (et donc de laparcelleJ qu'en associant ces observationsaux données expérimentales (cf. 3ème partieJ. Il est possiblenéanmoins de dégager déjà quelques remarques :

DesorQanisations de déoart de matériaux et de trfert vertical): Elles s'observent principalement surles lames qui correspondent au début de la premièrepluie (Photo. N° 23, 2S et 27), puis se localisentsurtout dans les zones amont et à la base des agré­gats émergeants (Photo. N° 31 - E, F-). La surfacede ces agrégats présente des traces de cassures con­choidales (Photo. N° 32 -I-, 33 -I-). Les micro­agrégats se fragmentent et peuvent ~tre entrai nés enprofondeur (Photo. ~o 23, 24, 26, 28; Fig. N°12) sansque leur structure plasmique se trouve affectée; leurporosité tend cependant à devenir vésicu ire (Photo.N°27 - L.-). Le fond matriciel subit des transforma­tions plus sensibles, dont l'intensité ne dépend pasde la proximité de la surface, mais de celle du ni­veau de base de l'écoulement (Photo. N° 31 - E _).Le squelette prend une orientation souvent rubanée,parallèle à la surface des agrégats, principalementselon une direction sub-verticale (Photo, N° 2S - HFig. N°12). Le plasma du fond matriciel se raréfie,entraînant ainsi un enrichissement en squelette, quiprend un aspect lavé (Photo. N° 2S - H -, 26 - J _,28 - a -). En début de pluie, le fond matriciel resteen place au sein des agrégats, puis s'oriente progres­sivement verticalement, tout en s'éclaircissant pro­gressivement (Photo. N° 24, 26, 28). Il est ainsi pos­sible de distinguer les zones à fond matriciel conser­vé (sombres, et à faible porosité), et celles à fondmatriciel modifié (claires, et prédominance de grainsde squelette lavés). Ces transferts verticaux provo­quent le colmatage de la macro-porosité inter-agrégats(Photo. N° 23, 24, 26 et 28).

• Des organisations de transfert latéral et de dépôts:Elles sont prédominantes sur les lames qui correspon­dent aux prélèvements opérés à la fin des pluies, dansles micro-dépressions (Photo. N° 14 - F - et 36), etdans les zones aval de la parcelle. Elles se caracté­risent essentiellement par l'existence d'organisationslitées, parallèles à la surface et très dens~ Leurcomposition granulomètrique varie considérablement:elles peuvent ~tre constituées de grains hétérométri­ques de squelette, de concentration de plasma, ou demicro-agrégats argileux (Photo. N°36).

Notons que ces dépôts laminaires recouvrent un micro­horizon, dont le fond matriciel et les micro-agrégatsargileux ont subi les mêmes transformations, que cellesdécrites précédemment pour les zones de transfert ver­tical (Photo. N°36 - B et C -). Le microhorizon sous-

jt

r 1

ComnegiQues ontturelle et

~- 32 -

ESPACE

TEMPS

1

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AVAN T 1PlUI'

:8)1

- 33 -

L'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE A PAVAGE RARE GRAVIL­LDNNAIRE SUR ALLUVIONS SABLEUSES.

pour le site précédent, les caractérisations morpholo­été menées à plusieurs échelles, sur les parcelles na­labourée.

1 - PARCELLE N~TURELLE

a) Ç~r~f!~ri~~!iQD_~~frQ~fQgig~g

Située en amont de la cuvette (Fig. N°3J, à 200 mètres dubourrelet de berge du lit principal du kori Teloua, la surfacedécrite ici se caractérise verticalement par la succession desmicrohorizons suivants (Fig. N°13J

ALLUVIONSSUR

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lmm---FIG. n' 13:

ORGANISATION MACROSCOPIQUE DE L: O.P.S. NATURELLESABLEUSES

LA

2mm'------'

FIG. n' 12: DISTRIBUTION DANS l: ESPACE ET DANS LE TEMPS DES O.P. S. DE

PARCELLE LABOUREE SUR ALLUVIONS ARGILEUSES

Agrégat en début de pluie, constitué d'un fond matriciel sombre et de micro­agrégats argileux. Des cassures conchoïdales s'observent en surface (A).

2 : Quelques minutes après le début de la pluie on assiste à une nette différen­ciation des micro-agrégats argileux (B), qui se fragmentent, tandis que lefond matriciel s'éclaircit. Ces deux types de matériaux colmatent les videsinter-agrégats.

3 : La base des agrégats -située sous le niveau de base de l'écoulernent- voit sonfond matriciel se modifier (comme en 2, il s'agit d'une a.p.s. de désaqréqa­tian).

4 : ~Qartie exondée des agrégats subit peu de modifications à l'exception de~assurel conchoïdales (C).

5 : En aval, et à la fin des pluies, on distingue de bas en haut : un~ structur~conservée, une O.P.S. de désagrégation et une a.p.s. de déoôt, constituées deplusieurs microhorizons.

- 34 -

1 - Un pavage discontinu et gravillonaire (Photo. N°39- G -) constitué de graviers de quartz l~gèrement

ferruginisés, présentant des arêtes anguleuses ouconchoidales. Ils couvrent moins de 107. de la sur­face.

2 - Un microhorizon continu, a sables grossiers déliés(0-2mm).

3 - Un microhorizon continu, a sahles fins cimentAs(2~3mm) : couleur en sec: jaune rougeâtre (7,5 YR7/6), couleur en humide: brun vif (7,5 YR 5/6).La porosité est vésiculaire (Photo. N°39 - H -).

4 - Un microhorizon discontinu, ~ orosit6 vésiculaire)argl eux (3,0-3,5 mm) (Photo. N 39 - 1 - et 40 - J -).Ce micr~horizon est absent sur des surfaces de tail­les et de formes variées, le plus souvent polygona­les. Couleur en sec: rose (7,5 YR 7/4) couleur enhumide: brun vif (7,5 YR 4/6). Ce microhorizoncouvre 557. de la surface, il est très peu poreuxet adhère au microhorizon sous-jacent.

5'- Un microhorizon discontinu, à sables grossiers lé­gèrement cimentés (3,5-6;5 mm) (Photo. N° 39 - 1 -).Il est discontinu sur les mêmes surfaces que lemicrohorizon précédent et présente une porositéréduite.

6 - Un microhorizon continu, ar ileux à orosité vé­sicu aire (6,5-7,0 mm). Les vésicules représentent207. du volume (leur diamètre est d'environ 0,5 mm)".Ce microhorizon, cohérent, adhère au suivant.

7 - Un microhorizon continu à sables grossiers légère­ment cimentéS (7-10 mm).

8 - Un microhorizon continu argileux, a porosité vési­culaire (Photo. N°40 - K -) surmontant une succes­sion épaisse de 10 cm de microhorizons ~-7). Cetteorganisation confère à l'horizon superficiel duprofil une structure lamellaire (Photo. N°37 - A ­et 40).

Bien qu'également pelliculaire. cette organisation diffèredonc considérablement de celle du site sur alluvions argileuses

- par la présence d'un pavage rare gravillonnaire superficiel.

- par la succession d'organisations identiques au sein dupremier horizon du profil.

\11..tT

l

- 35 -

Les pluies ne provoquent pas de modification importante decette O.P.S •• Cn observe cependant un début de migration super­ficielle des sables grossiers (1) qui 'se répartissent sur deszones déblayées et des zones d'apport. Le premier microhorizonargileux (4) est continu après les pluies.

b) Q~~~f~~~i~~~i2~_~if~2~f22i9~~

La microscopie optique permet de préciser quelques caractè­res des microhorizons décrits précédemment. [Les photo. N°43. 44.et 45 correspondent à des échantillons prélevés après les pluies).

Le microhorizon continu, à sables fins cimentés (N° 3Fig. N°14), décrit visuellement avant les pluies (Pho­to. N° 39 H) est constitué essentiellement de squelettequartzeux. Le plasma argileux, très peu abondant, assu­re la cohésion entre les grains. Les vides peu nombreux(A) sont ou bien d'anciennes vésicules tassées et ali­gnées horizontalement, ou bien un artefact. L'assem­blage est de type intertextique (BREWER, 1964), c'est­à-dire que les ponts reliant les grains du squelettesont constitués principalement de plasma.

Le microhorizon continu, argileux à porosité vésicu­1 air e (N ° 4 : Fig. N°l 4 et!' hot o. N° 43 - A -, 44, 4et 45 A). Il est constitué essentiellement de plasmaargileux isotique, et contient moins de 157. de sque­lette (sables fins quartzeux). La porosité, de typevésiculaire (B) (diamètre inférieur à 500 ~) se lo­calise principalement au sommet de ce ~icrohorizon.L'assemblage est porphyrosquelique : les grains de~quelette sont inclus dans la masse plasmique. Dediscontinu avant les pluies, ce microhorizon devientcontinu après cell~-ci.

Le microhorizon continu, à sables grossiers légère­ment clmenté~ (Photo. N°44 - 5). Il est, en fait,constitué d'au moins deux sous-microhorizons :

un microhorizon continu, a sables fins cimentés(N° 5 -a-, Fig. 'N°14), dont les caract~res micro­morphologiques sont voisins de ceux du microhori­zon N°3.

_ un microhorizon continu, à sables grossiers fai­~menr-crmentés, (N° 5 -b- : Fig. N°14) constitué

presque exclusivement de squelette quartzeux. Leplasma argileux qui représente moins de 5% estsquelsépique. La porosité est assurée par des vi­des'd'entassement (la fente, visible sur la photoN°44 - C - e~t un.artefaet). L'assemblage, quiconcerne donc principalement le squelette est detype granulaire.

- 36 -- 37 -

On remarque que ce type d'organisation microscopique se re­trouve en profondeur [Photo. N°37Cet 3BJ. La photo. N°46 fait eneffet apparaftre la succession suivante :

un microhorizon argileux, qui contient quelques grains desquelotte [sables finsJ

un microhorizon argileux discontinu, fragile (2-3 mm).En examen visuel, son organisation est voisine de celle dumicrohorizon naturel correspondant (Photo. N°42 et 40).On ne discerne pas de porosité vésiculaire, Ce micro­horizon adhère peu au microhorizon suivant,

un microhorizon sableux. presque totalement dépourvu deplasma.

Une organisation voisine de celle observée en surface [micro­horizons N°4-5) se retrouve donc en profondeur [è BD cm sur laPhoto. N°3B - e -J.

2 • PARCELLE LABOUREE

a) Ç~r~f~~rj~~~jQ~_~~frQ~fQ~j9~~

un pavage discontinu gravillonaire, dont les carac­tères sont voisins de ceux de la parcelle naturelle(comparer les photo. N°42 - l - et 40 - J -).

un microhorizon continu, à sables grossiers déliés(0-2 mmi.

- Avant les pluies: le labour manuel. opéré sur 10 cm, adisloqué l'O.P.S. décrite précédemment, ainsi que la structurelamellaire du premier horizon du profil pédologique. Il a apportéen surface des éléments structuraux. polyédriques et fragilesd'environ 15 mm, qui couvrent 40% de la surface. Le protocole ex­périmental prévoit sur chaque parcelle labourée un ratissage quia pour but d'aplanir la parcelle et d'orienter favorablement leruisselleme"t iPhoto. N°41).

En microscopie électronique. et en coupe [Photo. N°47J, lesconstituants du microhorizon argileux [Fig. N°13 - 4 -; Photo.45 - A -J ne paraissent pas orientés dans une direction particu­lière. Le microhorizon sus-jacent. sableux, a presque entièrementdisparu de l'échantillon [à cause des manipulations et du moded'emballage). On remarque néanmoins, la faible teneur en élémentsfins [très peu de limons notamment) de ce microhorizon. La poro­sité d'assemblage y est réduite [le diamètre des pores ne semblepas excéder quelques dizaines de micronsJ. On vérifie égalementque le microhorizon argileux présente une porosité encore plusfaible.

- Après les pluies: outre la disparition rapide des élémentsstructurau~, on remarque la succession suivante : [Photo. N°42)

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500 ~'-----'

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MICROSCOPIQUE OE LO.P.S. NATURELLE SUR AllUVIONS SABLEUSES

(d'après la photo, n'44)

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FIG. n' 14:

ORGANISATION

111

..~_,. ,_ ~'_h"~"""_' ......... ...,...

• 36 -

• un horizon A structure conservée et a porosité réduite.Contrairement à l'horizon (Ap) du site sur alluvionsargileuses qui conserve au cours des pluies une macro­porositê, celui-ci ne prêsente qu'u~e porosit~ inter­granulaire réduite (Photo. N"42 - m -),

b) Ç~r~~!~ri~~!iQ~_~ifrQ~fQpig~~

La microscopie optique permet d'apporter quelques précisions6 la description précédente, concernant :

Le microhorizon argilo-sableux discontinu: ce micro­horizon qui semble macroscopiquement argileux contienten fait 35% de sables fins quartzeux (qui confère Al'ensemble sa fragilité). L'arrangement entre le plas­ma isotique et le squelette est de type porphyrosque­lique, les grains ~tant ins~r~s dans la masse plasmi­que. On distingue quelques petites vésicules (diamè­tre inf~rieur à 500 ~).

L'horizon Ap : le plasma constitue moins de \0% del'ensemble. Il est squelsépique (orienté à la pêriphé­rie des grains de squelette). Ce microhorizon contientdes papules: il s'agit de fragments de microhorizonsargileux disloqués par le labour. On observe égale­ment des coiffes: un matériau d'épaisseur inférieureà 500 ~, constitué de 501, de plasma et 50% de sablesfins quartzeux, à assemblage intertextique recouvrela partie sommitale des éléments grossiers. La poro­sité, très réduite jusqu'à une profondeur de 6mm, estconstituée de vides d'entassement,

En microscopie électronique et en coupe, les sables du micro­horizon superficiel semblent posés sur le microhorizon argilo­sableux (Photo. N°SD - F -). Seuls les premiers microns superfi­ciels de ce microhorizon apparaissent orientés parallèlement à lasurface (Photo. N°SO - G -). Cette organisation est associée àune porosité très réduite (diamètre de pores de l'ordre du micron).

L'observation de vésicules. en coupe verticale (Photo. N°46_ a -) montre que leur paroi n'est pas lisse. et qu'il s'agit doncde ~étavides [BREWER; 1964). Au fort grossissement. on constateque ce type de porosité affecte également le microhorizon sableux~sus-jacent (Photo. N°49 - H -). L'examen des parois (1) et dufond (J) oemble indiquer une orientation horizontale des particu·les (argile et sables fins). En coupe, certaines vésicules (Pho­to. N°S1 - L -)t qui viennent en butée contre des sables grossiers(K). sont de forme ovotde et semblent avoir subi. ainsi. des con­traintes verticales postérieures 6 leur formation.

- 39 -

3 - Ca:lCLUS IO~

L'examen visuel a fait apparattre une convergence de structu­re entre l'O,P,S. naturelle (Photo. N°40 - 1 -). les organisationslaminaires obsËrvées en profondeur (Photo. N°37 - C -. 36 - E -1.et l'Q.P.S. de là parcelle labourée après les pluies (Photo. N°12).Cette similituGe est confirmée par l'étude micromorphologique(Photo. N°44. 45, pour l'O.P.S, naturelle. 46. pour les traits la­m·inaires profonds), On constete. en effet. dans les trois cas uneségrégation entre le squelette. prédominant dans des microhorizonssableux. et le plasma. qui se concentre en microhorizcn argileux.ou argilo-sabillux,

Sans enviHager maintenant les mécanismes. qui interviennontlors de la forMation de ces organi~ations (cf. 3ème partie). onest néanmoins c:onduit à écarter immédiatement les deux hypothèses.suivantes 1

1) La pré:lence ·de microhorizons argileux en profondeur nepeut pas être ,lttribuél! li des apports éol i ens dl! particules finessuivis de leur lessivage. corume cela a été décrit sur certainesdunes (KARMELI, YAALON et RAVINA. 1966). En effet. dans ce cas.la répartition du plasma serait plus diffuse li l'intériuur du pro­fil. et les orlentations éventuelles seraient verticales.

2) Ce tYP3 d'organisation pelliculaire ne correspond pas ~on

plus à une alt~rnance des conditions d'alluvionnewent (Forte com­pétence du cou~ant : dépOts de particules grossièresJ faible com­pétence : dépOts de parti~ules fines). Ce site S8 trouve en effetli proximité du seuil amont. et l'ensemble des alluvions de cettezone est essentiellement constitué de particules grossières (69,8\de sables pour l'hor,izon superficiel). De plus. une telle actionne permettrait pas d'interpréter la différenciation survenue anusles pluies. sur la parcelle labourée.

On est ainsi conduit aux trois conclusions suivantes :

1) Nous avons montré. au début de cette premièru partie, quecc profil sableux résultait d'apports alluviaux succossifs, Lacompétence ~u courant réalise un tri des particules transportées.et chaque dépOt quelque soit sa dimension- correspond par consé­quent li une ségrégation entre des particules de différentes tatl­ios. Nous avons vu par exemple, que les dépOts les plus récents[les plus superficiels) sont plus riches en particules fines. dufait de la di~inution générale de la compétence des crues. Cesdifférents niveaux sédimentaires se caractérisent ainsi n~r desmicro·organisations laminaires. définies comme'des sédireliques[BREWER, 1964). puisqu'il s'agit de micro-dépOts enfouis, con­servant des ceractères· granulométriques et structuraux d'originesédimentaire, .

2) Outre cette ségrégation: propre aux sols alluviaux peuévolués. la ccmparaison des a.p.s. sur parcelles naturelles oulabourée, et ~pr.s les pluies (Photo. N·40 - 42), tend 6 montrer

] e _._~_. -... "'_0- -.~----~_._-_." "_-_ .....-._~

.!!.!!..Evage dens~fletits cailloux. Disposéseux-mêmes sur le sable sous-jacent, (ou implan­tés au plus de 5 mm), ces éléments grossiers de0,5 à 5 cm, de forme et de nature diverse cou­vrent environ 80% de la surface. Ils peuventêtre extraits facilement: ils n'adhèrent pasau microhorizon sableux suivant.

Un sous-microhorizon discontinu à sables fins'égêrem~imentés et~rositê vésiculairePhoto. N° 54 -~épaisseur:de 1 à 2 mm).Il se localise sous les petits cailloux légè­rement implantés (1 - b), et à la périphériedes g~lets (1 - c). Les couleurs sont les mêmesque pour le sous-microhorizon précéden~:Légè­rement. pris en masse, ce matériau offre uneporosité principalement vésiculaire : ce type

~g~imDlantés~aumoins ~oitié deleur hauteur dans les ~icrohorizons suivants.Ttaill~2TIO c~ur:-faCë" couverte~%}.Ils ne présentent une patine noire que sur leurpartie aérienne, et ils adhèrent fortement auxmicrohorizons suivants, dans lesquels ils sontenchassés (enlevés à la main, ils conserventune "collerette" constituée de fragments de cesmicrohorizons : cf. Fig. N° 16). A la base decertains de ces cailloux se sont développéesdes algues (Fig. N°15).

microhorizon a sables fins (Photo. N" 54 - A -),sein duquel on peut distinguer :

Un sous-microhorizon continu a sables fins déli~(0-2 "mm). Couleur en sec-:-rose(7"""";"5YR 7/4), cou­leur en humide: brun vif (7,5 YR 4/4) boulant,il n'adhère pas au matériau suivant..

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DENSE CAILLOUTEUX~ SUR PAL~OSOLPAVAGE

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O.P.S. Af1G.15

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1 - PARCELLE NATURELLE

- Un pavage dense d'éléments grossiers, dans lequelon distingue :

- 4 ~ -

Ainsi. s'ajoute à un tri originel opéré lors du transportet du dépOt alluvial (caractère sédimentaire), une différencio­tion ultérieure, in situ, sous l'effet des pluies (caractèrepédologique). Les traits laminaires enfouis dans le profil présen­tent donc des caractères de sédireliques et également de pp.do­reliques (BREWER, 1964). Ils peuvent ainsi représenter d'ancien­nes surfaces "fossilisées" enfouies sous des apports ultérieurs.

la : ~al ets dJ..2..E..osés au ~~u~s~il~sous-jacents : leur forme et leur nature sontdivers;;-(Photo. N°52}. Ces galets, de 51110cm, généralement arrondis et aplatis, sont re­vêtus, sur l'ensemble de leur surface d'unepatine sombre ("patine désertique"). Ils cou­vrent près de 10% de la surface.

L'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE A PAVAGE DENSECAILLOUTEUX SUR PALEOSOL.

~ua ce type d'or~~nlsation p~ut ainsi être consécutif aux pluies.~n Aff At \~ m~t~rlau initial. après le labour, est constitué prin­ci;)\cmant de sables. associés à une faible teneur en plasma. Cet­te co~~osition granulométrique est très probableMent proche dec~!le dq~ pdrticulcs déposées par les crues en ce point de la cu­ve~t'~. Or. 11 suffit de 150 mm de pluie, pour qu'une ségrégationgranulom~tri9ue débute. et permette -in situ- la différenciationde Id surface en plusieurs microhorizons à granulométrie distinc­te.

3) Enfin, l'existence de telles microstructures. héritéesde dépOts sédimentaires et soumis à des différenciations ulté­rieures (liée eux pluies). nécessite des conditions de conserva­tion particulières. Elle implique. en effet. que la pédogénèseactuelle ne les affecte pas. et notamment que l'action de lapédofaune demeure particulièrement réduite. De plus, ces traitslaminaires conservés indiquent que les phénomènes d'apports al­luviaux l'emportent sur ceux d'ablation par érosion, dans cettepartie amont de la cuvette d'Agadez.

a) f~r~~!~ri~~!i9~_~~~r2~~2pig~~

Des trois types de surface étudiés, le reg présente sans con­teste l'organisation la plus complexe. Il se caractérise en effetpar la succession des matériaux suivants: (Fig. N°1S)

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- 43 -

de pores occupent 70% du volume (diamètre in­férieur ~ 2 mm). Ce matériau adhère. au micro­horizon suivant.

J - Un microhorizon continu argilo-limoneux à porositévésiculaire (4-S_mm) (Photo. N°S4 - C -). Couleuren sec: brun rougeâtre (5 YR 5/4) covleur en humide:rou~e jaunâtre (5 YR ~/6), fentes très fines, stru~­

turcs à tendance polyédrique fine, porosité vésicu­laire marquée (les vésicules constituent 75% du vo­lume-diamètre compris entre 1 et 2 mm). Les vésicu­les les plus grandes se trouvent en contact avec le.galets implantés (1 cl. Ce microhorizon adhère ausuivant.

4 - Un microhorizon continu argilo-sableux A porositéveslculalre (8-16 mm). La structure est massive.La porosité est constituée de fentes fines et pe­tites vésicules (diamètre inférieur l 1 mm, volume'occupé: )O%).

s - La partie sommitale du premier horizon pêdologique~f. description au début de la première partie}.

Les pluies n'apportent pas de modifications notable. 6 cetteorganisation.

b) S!!~S!~!!~~!iQ~_œi~!Q~~Qpig~~

La microscopie optique permet de précioer quelq~es caractè-'res des microhorizons suivants (Fig. N° 15) 1

r1

l,

2-b - Le microhorJJ~J..1-conti.!l!!. ,~hle5 fins l~gêre­

ment cir.1entés et à oorosité vésicllTaire (Photo.N~ ii---=): tes'luêlette, très largemënt prédo­minant est constitué de sables quartzeux fins, etde moins de 101. de sables grossiers. Les POhts quirelient les grains de squelette grossiers sont as­surés par des sa~les fins (Assemblage mono-chino­nic- STOOPS et JO~GERIUS, 1975). Les vésiculespeuvent se développer, de part et d'autre de lalimite avec le microhorizonsOïi'F}iCënt:-,

J - Le microhorizon conti~ilo-limoneux â porosité'VéS1CUTal'rë (p hoto---=-N ° 55 - C =-r:-T"e plasma argilo­lr~ux-s'Oriente, sur une épaisseur très réduite(moins de 30 ~), en périphérie des grains de sque­lette (plasma squelsépique). Le squelette est cons­titué de moins de 20% de sables fins et grossiersinclus dans la matrice plasmique (arrangement por-'phyrosquelique). On discerne également des "fantô­mes" ci'éléments grossiers, dont il ne reste quela marque en creux de leur emplacement.(Ces gra­viers ont pu quitter l'échantillon (de taille trè.réduite) à la suite du transport et de manipula­tlons). La porosité vésiculaire parart se locali­ser principslement dans la partie sommitale dumicro-horizon. Ailleurs, les pores sont surtoutde type planaire (fentes).

Comme pour les sitee précédents', cette O.P.S. préeente desdifférenciations, qui correspondent à une ségrégation granulomé­trique entre microhorizon à prédominance squelettique et micro­horizon à prédominance plasmique.

2 - PARCELLE LABOUREE

Véslcull'

3

a) ç~!~~~~ri~~~!Q~_~~~rQ~~Q~igy~

Les modifications structurales apportées par les pluies sontlimitées. Elles se réduisent en effet à la formation en surface d'un micro­horizon di5continu sablo-argileux 10-10 mm), qui se localise prin­cipalement à la périphérie des cailloux partiellement implantés.Il est absent, par contre, dans les micro-dépressions combléespar des éléments grossiere de petite taille, de ~Ame qu'aux en­droit. couverts de galets déposés en surface. Ce microhorizon 8e

Le labour manuel. réalisé sur une profondeur de 10 ~m lcf.Fig. N°7 - REG) accroIt la teneur en sahles grossiers des maté­riaux superficiels. Il augment~ également la proportion de galets10e type 1 a - Fig. N°15,.Photo. N°52 et 53): ainsi 20\ des 61é­ments grossiers superficiels appartiennent à la classe supérieureà 5 cm, et ils couvrent plus de 70% de la surface.

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2mm

FIG, n' 18:2mm

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ORGANISATION ·MIC,ROSCOPIOUE DE L'QP.S.

NATURELLE SUR REG 1d'apr'. la photo n' 6~

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distingue de l'horizon Ap sous-jacent par une cohésion légèrementplus élevée. On n'observe pas -ou très peu- de vési~ules (Photo.N°56 - 0 - et 57 - 0 -). La macroporosité inter-agrégat!. engen­drée par le labour. subsiste après les pluies (Photo. N°57 - G -J.

b) f~r~f!~ri~~!iQ~_~içrQ~fQeig~~

En microscopie électronique! balayage (M.E.B.). les maté­riaux superficiels du microhor1zon sablo-argileux décrit précé­demment apparaissent hétérométriques et sans orientation biendéfinie. On distingue des grains de squelette (Photo. N°56 F et59 F). et des fragments d'agrégats à prédominance plasmique. dontla structure semble avoir été peu modifiée par les p)uies. (Cespetites unités structurales -polyédrique8 émou88ée8- 80nt visi­bles également à l'oeil nu (Photo. N°57 - a -J. Ce8 deux type8de constituants sont di8joint8. et confèrent ain81 une porositéintersticielle à l'ensemble,

3 - CONCLUSION

Sur la parcelle naturelle. on oQserve, comme pour les autressites. des différenciati~ns en microhorizons,de nature granulomé~trique distincts. La microhorizon continu. argilo-limoneux à po­rosité vésiculaire a une épaisseur plus proche de celle du micro­horizon à concentration de plasma sur alluvions argileuses quesur alluvions sableuses. Il faut y voir très probablement l'effetde la composition granulométrique de -l'horizon superficiel de ce~sites: la terre fine des cinq premiers centimètres (Fig. N07),est plus riche en argile et en limon. que les horizons sous-ja~jacents.

Alors que les éléments gros~iers correspondent à un apportalluvial peu à peu débarassé de ses partjcules fines par 6rosionhydrique et vannage éolien, l'horizon superficiel argilo-ljmoneuxpourrait résulter d'apoorts éoliens, postérieurs aux dépôts al- ­luviaux grossiers. Un tel enrichissement à caractère "loessique"est en effet fréquemment observé dans les régions désertiques(YAALON. DAN et DAGAN. 1974). Le fai·t que seule est patinéo lapartie des éléments grossiers actuellement exposée à l'air. in­dique cependant que cette surface est depuis lontemps stabilisée.

La porosité vésiculaire qui se développe sous les élémentsgrossiers des regs a attiré l'attention de plusieurs auteurs(SPRINGER. 1956/ BUOL. 1965/ EVENARI. YAAlON et GUTTERMAN. 1974J~Pour VOLK et GEYGER. (1970) ce type d'"aérop6doturbation" (HOlE.1961) serait l'une des causes de l'absence de végétation en ré­gion désertique.

Contrairement aux autres sitss étudiés. l'organisation su­perficielle de la surface labourée aprè8 les plules ne présenteque peu de points commun8 avec l'O.P,S. neturAlle. Il convientde rappeler que dan8 le ce8 du reg. le lebour e pour effet non

- 45 -

seulement de détruire l'O.P.S. naturelle et de boul~verser lastructure. m~is égaloment de modifier la composition granulo~é­

trique de l'horizon superficiel. (c; qui ne se produit pas. pourles autres sltes). la comparaison de l'évolution au cours despluies des é~ats de surfaces, naturelle et labourée, est par con­séquenL mal ~isée.

IV - CO:ICllISIŒI DE LA PRErHEP.E Pf,IHIE

1'\) COMPARAIS/lN DES ORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPt:RFICIELLES.1

Malgré 1es différences très importantes de composition granu­lométrique d~s apports alluviaux (qui varient d~s matériaux lesplus grossiers: reg. aux plus fins: site sur alluvions argileu·ses). l'étudg morphologique des O.P.S. des trois sites fait ap·para1tre une convergence de structure. En effet. sur les trojs80ls étudiés, s'est opérée une ségrégation du squp.lette €t duplasma. qui ~~nduit à la différenciation en deux types majeursde m1crohori!ons :

• Les ~i~rohorizons constitués essentiellement de sgue1ette.~les grains peuvent être déliés ou légèrement cimentés.et qui recouvrent les matériaux suivants.

Les ~icrohorizons à dominance plasmique. pauvres en sque­lette.à assemblage porphyrosquelique. cohérents et à po-

0' rosit~ réduite.

En dépit des différences de composition granulométriQue deces deux typ~s de microhorizons. la ~osité est fréquemmentvésiculair~.

Ces deux caractères communs (succession des deux microhori­zons précéde,ts. porosité vésiculaire) s'accompagnent de Quelquesdifférences ~oncernant la continuité. l'épaisseur. la cohésion.et la vitess~ de reconstitution de ces O.P.S •• La taille des élé­ments du pav3ge superficiel semble moins déterminante envers cesparamètres q-Je la composition granulométrique du premier horizonpédologique. Ainsi. malgré la forta charge en élémanto grossiersdu reg. l'O.P.S. à pavage dense caillouteux. sur paléosol. estplus épaisse que celle dépourvue de pavage sur alluvions argi­leuses. Dans ce cas, ce serait -l'existence d'apports éoliens ar­gilo-limoneu( en surface qui prévaudrait sur l'effet du pavagedense cailloJteux. On remarquera également que l'épaisseur desm1crohor1zoni è dominance plasmique est d'autant plu8 grande quele teneur en élément. fins de ~'horizon 8uperfic1el est élevée.

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- 46 -

lB) RELATIONS ENTRE LES D.P.S. ET LES SDLS.I

Pour la plupart des sols. la pédogénèse s'effectue aux dépensde la roche mère. dont subsistent des reli~ues ("lithoreliques")au sein du profil. C'est le cas. par exemple. du paléosol dévelop­pé sur grès argileux. Pour certains sols alluviaux. le processusde formation peut être inverse : en effet le matériau pédologiquene provient pas de l'altération de la roche sous-jacente et doncde la profondeur. mais d'apports superficiels: les dépOts lesplus récents. et donc les moins évolués. occupant le sommet duprofil. Lors de l'étude de ces sols. les traits pédologiques quel'on observe ne sont donc pas hérités de la roche sous-jacente.mais des apports alluviaux successifs. Ce sont des sédireliqucs.Ces matériaux peuvent subir néanmoins une évolution ultérieure(vannage éolien. érosion hydrique. etc ••• ) et présenter des tra­ces d'évolution de type pédologique. qui constituent alors despédoreliques.

Ainsi. sur alluvions sableuses on observe. au sein du profil.d'anciennes surfaces qui correspondent à des apports ayant subiune évolution superficielle sous l'effet des pluies (cf. évolutionde la parcelle labourée). et recouvertes ultérieurement par lesapports alluviaux suivants. Malgré la forte perméabilité supposée(PIAS. 1979) de ce sol. l'action de la 'pédofaune et des processuspédogénétiques est suffisamment limitée pour permettre le maintiende tels traits hérités au sein du profil. D'une manière générale.la différenciation pédogénétique dans les matériaux sableux paraitlimitée: GAVAUD (1968) a ainsi montré que ces matériaux demeurentpeu sensibles. même dans les régions plus arrosées (Sud du NIGER).

Sur a.l..!...!!....vions ~leuses. l'action de la pédofaune. active'dans l'horizon superficiel. et la formation d'éléments structurauxpolyédriques. effacent les traits hérités d'anciennes surfaces.Les processus pédogénétiques actuels affectent par conséquentl'horizon superficiel. en dépit d'Une infiltrabilité probablementlimitée. De fait. les horizons sous-jacents ne conservent pas destructures continues héritées d'ancie~nes surfacei. On observecependant. au sein des agrégats des fragments hérités d'D.P.S .•qui sont des papules.

L'organisation de surface du pavage désertique (reg). estcomplexe. Elle conserve en effet l'héritage d'apports alluviaux(galets. microhorizon sabla-argileux (Fig. 15. 6. 4 et 5). etvraisemblablement d'apports éoliens (horizon argilo-limoneux).tout en présentant les caractéristiques d'D.P.S. 'résultant d'évo­lution ultérieure (ségrégation squelette-plasma. porosité vésicu­laire). Seuls les premiers centimètres doivent conserver une humi­dité sporadique (présence d'algues à la face inférieure des élé­ments grossiers). La localisation de la patine des galets à leurpartie exposée à l'air souligne la stabilité de cette surface. oùles processus actuels se limitent très probablement à la ségréga­tion superficielle des particules de tailles différentes. et àl'séropédoturbstion (Formation d'une porosité vésiculaire) •

. >1:"

t-·

- 47 -

~) INTERETS ET LIMITES DE LA CARACTERISATIDN DES D.p.s.1

Nous venons de montrer que la caractérisation des D.P.S. per­met d'apporter des données intéressantes concernant le comporte­ment et l'évolution superficielles de sols subdésertiques. Il ap­paraït dès maintenant que les organisations superficielles méri­tent d'être étudiées avec précision lors de l'analyse morphologi­que d'un profil: elles fournissent en effet des données sur l'é­volution actuelle des sols. et permettent d'interpréter la pré­sence de certains caractères pédologiques (traits laminaires.papules •.• ) observés dans les horizons sous-jacents.

La caractérisation morphologique de l'évolution des O.P.S.permet de conclure. dès maintenant. que malgré une convergence destructure. elles ne correspondent pas toutes aux mêmes processusde formation. Pour le site sur alluvion3 argileuses. nous avonsainsi distingué des a.p.s. de désagrégation et desa.P.S. d'apoort(ou de dépôts). Sur alluvions sableuses. il semble que la diffé­renciation squelette-plasma ait lieu in situ. Ces différentes re­marques restent cependant insuffisantes pour analyser avec préci­sion les différents mécanismes qui interviennent lors de la for­mation de ces D.P.S •• ainsi que leur importance relative.

L'~tude de ces organtsations permet également de modifierles hypothèses que l'on pouvait formuler. après la descriptiondes sols. concernant la perméabilité de ceux-ci. Elle a montréen effet que la porosité de certains microhorizons (et notammentde ceux à dominance plasmique) pouvait être très réduite. ou selimiter à des vésicules vraisemblablement non fonctionne~: visà vis de l'infiltration. Si les fortes différences de compositiongranulométrique des profils étudiés pouvaient laisser supposerune distribution très large de leur infiltrabilité. la convergencede structure de leur D.P.S. permet de nuancer cette première hy­pothèse. La similitude générale des organisations superficiellesdoit en effet réduire les différences de comportement engendréespar la composition granulométrique des horizons pédologiques. Mais.il ne s'agit là que de suppositions. Seule une étude de type ex­périmentale peut apporter des données plus précises concernant lecomportement de ces organisations pelliculaires superficielles.

, .

IIÈME PARTIE

ÉTUDE EXPÉRIMENTALE DU

1

1

1!

COMPORTEMEN°!

DES ORGANISATIONS PELLICULAIRES

S U P E A FIC 1E L"L E S

- 51 -

Comme nous venon~ de le voir. les pellicules ou les croûtesc~rrespondent à des différenciations morphologiques de la surfacedu sol. Elles présentent également des comportements spécifiques.généralement très différents des matériaux et des différenciationssous-jacentes. qui constituent le sol.

Nous étudierons maintenant. par une aooroche expêrireentale.trois aspects du comportement de ces organisations pelliculairessuperficielles:

- leur comportement mêcanique. ou "résistance mécanique" àla pénétration. ainsi que l'obstacle qu'elles peuvent cons­tituer à la levée des semences.

leur comoortement vis à vis du cycle de l'eauà l'infiltration.

Apt itude

leur comoortement vis à vis de l'êrodibilitê. ou sensibi­lité au détachement des particules sous l'effet de la plu1eet du rul~aellement.

t - LA RESISTANCE MECANIQUE ALA rENETRATION DE DIFFeRENTESORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPERFICIELLES.

lA) PRESENTATION DE L'ETUDE ET DES TECHNIQUES DE MESURES.I

Les organisations pelliculaires superficielles ne se définis­sent pas seulement par leur structure lamellaire. mais égalenentpar leur cohôs;on : une croûte est "une partie superficielle dur­cie" (Petit ROBERT, Dictionnaire de la langue française). Ce ca­ractère revêt une importance particulière en agronomie: il condi­tionne pour une part la levée des semences. Il est donc utile d'é­tudier ce comportement lié à la cohésion. à l'aide de techniquesappropriées. Rappelons à ce propos que la cohésion d'un matériaupédologique se mesure "en déterminant la force nécessaire pour enprovoquer la rupture" (HENIN. GRAS et MD~NIER. 1969).

De très nombreuses méthodes ont été proposées: l'une des plusanciennLs. et la-plus conforme à la définition précédente de la co­hésion. est en même temps la plus éloignée des conditions naturellesun appareil mesure la force nécessaire pour rompre des croûtes ar­tificielles (RICHARD. 1953)1 le mode de fabrication de ces "briquet­tes" conditionne fortement leur cohésion (LEMOS et LUTZ. 1957). Cettetechnique a pourtant été fréquemment utilisée (HANKS et THORP. 19571HANKS. 19601 SHARMA et AGRAHAL. 1980) car elle permet une analyseaisée des différents facteurs qui conditionnent la force de rupture.Une version perfectionnée de ce type d'appareil permet de m5intenirconstante la vitasse de pénétration du couteau ou de l'aiguille(PHILIPS et DON KIRKAM; 1962; MAcRTENS. 19641 TACKET et PEARSON.1964. KHALIO et SMITH. 19781 WELLE et TREESWAN. 19781 GOYAL. NELSONet CARPENTER. 1979; PAGE. 1979).

Afln de ml eux slmulflr la force du levfie'des semences. certalnsauteurs ont même lmar.lné des dlspositif~. Qui permettent de mesurerla résistance mécanique des O.P.S .• de bas en h~ut (MORTON et AUCHELE.1950, ARNDT. 1955 a et b1 HOLOER et AROWN. 1974). Cette force dirigéevers le haut est inférieure à celle dirigfie. vers le basl IfEGARTY etROYLE (1977) ont montré cependant Qu'elles étaient toutes les deuxsuffisam~ent correlées pour Que les essais les plus courants (avecune force appliquée de haut en basl permettent une estimation con­venable des obstacles mécaniques à la levée.

L~ plupart des appareils décrits jusqu'ici appartiennent à l'ar­senal de laboratoire. et ne permettent pas des études au champ. ~ur

le terrain. il est plus facile de mesurer une rêsist~nce mêcaninuea la oênêtration Qu'une cohésion au sens strict. On utilise alorsdes pénétromètres équipéS de dynamomètres (GABRILIDES et ALEXIADIS.1963. TAYLOR et BURNETT. 1964, HENDRICK. 19691. De telles me~ures

donnent des résultats satisfaisants lors d'études portant sur lespropriétés mécaniques des O.P.S. (PAGE. 19791 et sur les levées deseMences (PARKER et TAYLOR. 19851.

Cette diversité de méthodes est regrettable à plus d'un titre 1

il est difficile de comparer les résultats obtenus lOrs de travauxdistincts. non seuleMent à cause de l'absence de normalisation. maisaussi parce Que le paramètre mesuré diffère lui-même : il peut êtreaussi bien une énergie. Qu'une force. unèpression. ou une profondeurd'enfoncement etc •.. Cependant. la plupart des auteurs (FREITAG.19581 NICOU. 1975 etcl s'accordent à souligner l'intérêt de l'appro­che pénétrométriQue. qui permet généralement des comparaisons inté­ressantes de résistances à la pénétration de différents matériaux,ainsi Que l'analyse des facteurs qui interviennent sur ce~te variable.

L'appareil utilisé sur les O.P.S. est une aiouille proctor(Fig. N· 17). Les détails d'utilisation sont présentés ailleurs(VALENTIN 1961 b). Cet appareil est un dynamomètre. Qui enregistrela force exercée pour provoquer la pénétration d'une Surface plane,sur une profondeur donnée. Les résultats sont exprimés en har/cm depénétration. Les mesures ont porté sur la ré.istence du premier cen­timètre des sols alluviaux.

~n LES RESULTATS DEI'lESURES .1

Plusieurs facteurs interviennent sur la résistance mécaniquedes D.P.S. : des facteurs internes, liés è la nature du matériau(granulométrie. taux de matière organique. nature du complexe ab­sorbant. etc ••• l, et des facteurs externe. d'origine climatique(humidltA, Anergie clnétlque des plules, vltes8e de desslcatlon.etc ••• l.

--.. .,r • f ~_-..~.,__... ~_....

te~' 1,

l._. ..--1..

- S4 -

1 - FIICTEURS PITERr'IES

!t

- 55 -

2 - F~CTEURS EXTER1ES

a) 0r~DYIQ~~tr!~_~t_D~tYr~_~!D~r~lQg!9~~_~~~_~rg!1~~ a) ~Y'I'!~g~

La résistance mécanique à la pénétration de l'O.P.S. naturelle rest nettement plus élevée sur alluvions argileuses. que sur alluvions 1

sableuses: Bn moyenne à l'état sec: 65.4 bar/cm contrB 35.5 bar/cm. ,et à l'état prochB de la saturation. soit quarante minutes après la ldernièrB pluie: 7,3 bar/cm contrB 4.7 bar/cm. DB tels résultats sont:conformBs à CBUX qu'obtiBnnent divers auteurs. pour lesquels la ré­sistance mécanique à la pénétration est fortement corrélée avec latenBur Bn argile (RANGANATHA et SATYANARAYANA. 1979, SHARMA et AGRA­WAL. 1980).

La nature minéralo~ique de l'argile interviendrait considéra­blement sur les forces de liaison des mélanges argile-squelette.Celles-ci seraient relativement faibles pour la kaolinite. et bienplus importantes pour les smectites [LEMDS et LUTZ. 1957, FATTDN~1976). La présence de chlorite augmBnterait la cohésion des D.P.S.[PAGE. 1979). alors que la vermiculite la diminuerait (GOYAL, NELSONet CARPENTIER. 1979).

Nous considérons l'humidité des G.P.S. comme un facteur externeà cause de sa variabilité en fonction du climat. ou d'un protocoleeXDéri~ental. Nous avons procédé à de nombreuses mesures de résis­tance mécanique à la pénétration à différents de~rés hydriques. Lesrésultats. portés sur la figure N° 1A, où chaque point est la média­ne de 10 répétitions, font apparaître le rôle de luhrifiant [FAURE,1971) joué par les molécules d'eau aux faihlBs humidit's. Sur al­luvions argileuses. cet effet SB réduit nettement pour lBs étatsd'humectation plus élevés. En effet les variations de la résistanceà la pénétration en fonction de l'humidité s'ajustent mieux. pource site naturel, sur une fonction hyperbolique que sur une exponen­tielle. qui est la fonction la plus habituelle (VALENTIN. 1981 b),et celle qui s'applique pour le site sableux:

75

70

65

60

o LI.....,..........,--r,_ ......._ ...............-.. ........._ ....,_1.."......,-....,-1 2 3 4 5 8 7 8 9 10 \1 12 13 14 15 18 17 18 19 20

Humidité pondéral8 1,.)

ir

11

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1

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•:if.5

55

c.~ 50

:;..,c 45..,ca.

4~H/ARG~...,-& E 35.- ..:; ........=ta 3DE~.,.. 25':•-.!!!'" 20..,

CI:

15

10

h) I~Y~_Q~_~~t!~r~_Qrg~D!gy~

c) ~~tYr~~Q~_~Q~~1~~~_~~~9r~~D~

Ce rOle joué par la nature des argilBs serait à l'origine de ,.l'apparente contradiction entre les auteurs qui font état d'une é­troite relation entre la résistance mécanique d'un matériau et sateneur en argile [NICOU, 1975. etc .•. ). et ceux pour qui cette re­lation est ·moins nette. voire inBxistante (MAERTENS. 1964, BYRD etCASSEL. 1980, VALENTIN. 1981 b). L'action de l'argile serait souventmasquée par ses interrelations avec les teneurs en eau et en matièreorganique. Ainsi HANKS (1960) n'a réussi à mettre en évidence l'in­fluence du taux d'argile sur la résistance à la pénétration d'D.P.S ••qu'après destruction de la matière organique.

Il n'existe que rarement de la matière organique libre au seinde ces D.P.S. de régions subdésertiques. C'est donc :8 plus souventsous uns forme liée. que la matière organique peut intervenir sur :la cohésion de celles-ci. Compte tenu des taux très faibles que présen-.tent les horizons superficiels des sols alluviaux de la cuvetted'Agadez, l'influence de la matière organique ne peut pas ici êtreclairement mise en évidence. Elle est généralement ~nsidérée commeun facteur d'ameublissement (SDANE et al •• 1972, MANIERE. 1973: GUE­RIF et FAURE. 1979). La destruction de la matière organique entraîneune multiplication. par un facteur allant de 2 à 2n. des valeurs dumodule de rupture [HANKS. 1960).

Sans aborder le problème des efflorescences salines et des croû­tes de sels. il convient de rappeler que l'abondance du sodium.ausein du complexe absorbant d'une D.P.S. s'accompagnB d'une forterésistance à la pénétration (ALPERnVITCH et al •• 1973). Il en va demême pour des teneurR élevées en sels solubles (RAOWANSKY. 1968).

FIG.18 INFLUENCE DE l'HUMIDITE SUR LA R~SISTANCE DES D.P.S. NATURELLES

."~'~_~_ = .-....._y=. To~---::z:·_··Z7'

- 57 -

.S.urf~t:e .,~turp.l1'! slIr ~l1uvions .,rqi1eus'p's :

1 -o'~?l 2P • 24.8 I~ •.- .n • 16 r· 0,86 (sir.nificatif lIi·0.1\1

P : résistance ~écanique à la pénétration (bar/cml

• Par Cp 11 e 1.1 hl' Il r;; e. S'l r ., 11 'J Il i n n 5 s., h 1e Il ses

1 P • 0.9IJ- 0 • 06H + 2.37l:F. CP i l . n • 16 r 2 • n.9n (significati

à 0.1\) -

~-- _.._---_._-~--_.. ----~---------~ - -- "'-...-..-- -_ .....

b) ~~~r9i~~_çi~~!ig~~~_~~~_Ql~i~~

H : hunidité pondérale (\1

f'

\..r-I(

1

1

11

1ii

i1

f

1

1 avant les pluies, état sec. niveau d'éner~ie nul.

2 : avant la deuxième pluie. la pluiQ d'imhibition. qui tombesur un sol sec. est longue. et l'énergie correspondanteélevée (0.6 kilojoules/m 2 • pour les deux parcellesl. L'ryu­midité augmente au cours de la première pluie,

3 : avant la troisième pluie. L'humectation est faible du faitdu ressuyage (moins d'un jourl. l'accroissement de l'éner­gie cumulée reste limité puisque los pluies d'imbibitionde la deuxième pluie sont courtes (le ruissellement se dé­clench8 plus tôt qu'au cours de la première pluiel.

4 et 5 : après la troisième et dernière pluie. l'augmentationde réslstance à la pénétration n'est due qu'à la dessiCca­tion. qui se fait sentir su~ des durées de 40 minutes àplu9ie~rs jours.

Chaque poi~t reporté sur les figures N° 19 et ~O représpntela moyenne de 3 ~ 5 médianes: chacune d'entre elles correspondantà 10 répétitionJ, Alors que l'O.P.S. naturelle des alluvions arp'i­leuses est plus résistante que celle sur alluvions sableuses. lerésultat est inJorse pour les parcelles lahourées. C'ost en effetsur les alluvio~s sableuses que le ruissellement est le plus lon~

à apparaftre lors de chaque pluie. exposant ainsi davantage le sol~ l'action des ~outtes de pluies. que sur les alluvions argileusesqui sont plus rlpidement couvertes d'une lame d'eau.

Le calcul ~e~ énerRies cinétiques a été réalisé d'après lesétudes 'méthodolngiques menées lors de la mise au point de l'infil­tromètre à asp'Jrsion (cf. Annexe II). Les diff~rentes élapes deconsolidation d8s O.P.S. ont été reportées sur les figures N° 1qet 20. en fonction de l'humidilé At des énergies reçues avant leruissellement :

Plusieurs 3uteurs ont remarqué que l'augmentation de cohésionest plus forte l~rsque les pluies atteignent une surface sèche plu­t~t qu'un sol humide. (HANKS; 1960. SHARMA el AGRAWAL. 10761. Cephénomène pourr~it être imputé à la durée correspondante de la pluied'imbibition. sL l'on tient compte des résultats obtenue dans lacuvette d'Agadez.

Etudiant l'augment~tion de coh~sion d'une O.P.S. soumise- àdifférentes énergies cinéti~ues (dA 0.3 à 1.4 kjoules/m21. HOLOERet BROWN (19741 ont observé une ~ugmentation progressive. suivied'une diminutio~ pour les 6nergies les plus fortes. Ils dnt attri­bué cet effet a~x deux actions simultanées et contradictoires dsl'énergie dee gouttes de pluies. qui. d'une part favorise une aug­mentation de ré1iatance à la p~nétration (LEMO~ et LUTZ. 19571.

.SurfilC'! .,~turf!lle sur alluvions sahleuses:

1 P • 34.1 e- 0 •20

Hl • n • 10 r 2 • 0.90 (significatif à 0.1\1 ,

L'influence de l'humidité est donc loin d'être négli~eable pour fl'O.P.S. sur alluvions sableuses. Cette prise en masse des matériaux t­

sableux. sensible au cours de la dessiccation a souvent été observ6e(~ICOU. 1975. etc ••• l.

f•1

!

Ce type de résultats a déjà été ohtenu sur des matériaux poreux.pour différents potentiels matriciels (WILLIAMS et SHATKEWICH. 19701TOW~ER et CHILOS. 19721. La plupart des auteurs. qui ont étudié lesvariations de la cohésion des O.P.S. en fonction de leur humidité.ont établi. comme nou~. que les courbes s'ajustent sur des fonctionsdécroissantes de type hyperbolique ou exponentielle (HANKS. 19601HILLEL. 1960, GERARD. 1965, BUSCH. ROCHESTER et JERNIGAN. 1973, HOL­DER et BROWN. 19741.

H : humidité pondérale (\1

P : résistance mécanique à la pénétration (bar/cml

,#:,-

n : sffsctif

r2

1 coefficiont de détormination.

• p.,rceollp. lahcur~p., sur alluvions argileuses

lp·2.0e-0.12H+1.44l:EcPi/ • n. 14 r 2 • 0.-;; (significatifà 0.1\1

l:EcP i : énergie cinét~que cumulée _ des pluies d'imbibition(Kl1ojoulss/m 1

•1La densité apparente des organisations pelliculaires superfi- j

cielles. et leur résistance à la pénétration augmentent avec la ~uan- ltité de pluie reçue (TACKET et PEARSON. 1965, REGARTY et ROYLF. 19761.Nous avons suivi l'évolution de la résistance à la pénétration des jD.P.S. de parcelles qui. après avoir été labourées manuellement sur10 cm. ont fté sou~ises ensuite à des pluies simulées. Il apparalt lque dans ce cas. l'humidité joue un rOle important. comme nous l'a- lvons montré pour les surfaces naturelles. La corrélation est toute- 1

fois meilleure. lorsquu la résistance mécanique à la pénétr~tio~ 1est non seulement reliée à l'humidité. mais aussi à l'Anerqle clnA- 1

tiaue cumul@e des nluies d'imhihitian. c'est-à-dire à l'énergie des ,- pluies. qui tombent sur le sol nu. avant 1 'anparition du ruisselle-~.

- 5H -

~~i~ qui, d'autre oart, entrù1ne une érosion qui diminue l'épais­S~Jr de l'n,p.S. gt donc sa résistance. Un phénomène semblableest Rgalenent susceptible d'expliquer les différences enregistréesentre les deux parcelles: la parcelle argileuse est la plus sen­sible a l,'induration mais également la plus érodibleJ la résistance~ la pénétration résulterait donc de ces deux processus antar,onistes.

c) Yi!~~~~_~~_~~~~i~~~!iQ~

Lors de ces essais la vitesse de dessiccation peut être consi­dérée comme rapide, puisque les surfaces sont soumises, après lespluies, aux actions conjuguées du soleil et du vent. sous un climatparticulièrement desséchant. Si l'on se réfère aux travaux de HILLEL(1960) et GERARD (19S5),catte dessiccation rapide limite l'indura­tion des D.P.S. alors qu'un dessèchement plus lent la favorise ..La résistance à la pénétration des organisations superficielles se­rait, en outre, inversement proportionnelle au nombre de cyclesd' humectation et de dessiccation qu'elles ont subi (LEMDS et LUTZ,19571 SHARMA et AGRAWAL, 1979) : ceux-ci Multiplient en effet leszones de fractures.

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10 ïi

ID) CONSEQUENCES SUR LA LEVEE DES SEMENCEB

1 - RESULTATS

!!L~!!!!!~:YgB~ \

La levée du mil a été suivie sur trois parcelles, soumises àdes protocoles différents

A : pluie de 60 minutes à 30 mm/h, (soit 30 mm) 3 heures de ressuyage,semistraditionnel en poquets. pluies de 150 mm d'intensitévariable (de 30 à 120 mm/hl réparties s~r deux jours,

L'aridité du climat interdit toute culture pluviale dans lacuvette d'Agadez. Pour cette raison, nous n'avons pas entreprisd'étude particulière concernant la levée des semences dans cetterégion. Des essais ont été menés, par contre, dans des zones plusarrosées: au Nord de la Haute-Volta, sur un sol ferrugineux (prèsdu village d'Oursi), et au Sud du Niger. sur un sol brun subaride(près de la ville de Galmi) développés tous .deux à partir de forma­tions sableuses éoliennes anciennes. Lorsque ces sols sont cultivés.les flancs des poquets s'éboulent facilement sous les pluies. Il seforme alors à leur surface des O.P.S. de dépôts. qui représententun obstacle à la levée du mil: c'est ce phénomène. que nous avonsvoulu étudier.

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f1G.19 el 20: EHETS DE rHU1.~IDITE ET DE nr;[RCIE Cl:;ETI~UE DES PLUIES sun LA AEE1STMicEDES 0, r. S. Dt l.'~O~n

pluie de 30 mm. semis. aucun autre arrosage,

pluie de 10 mm, semis. aucun autre arrosage.

8

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Les résultats (Tableau N° 3) font apparattre que la dose d'ir­rigation est le facteur limitant prépondérant.

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Part:e1l9 A (180 nml B (30 nml C (10 nml

Pourcentage depoquets produc- 83 fI 0tifs par parcelle

Distributionpar parcelle des 84 16 0pieds de millevés (%1

Le nombr~ de pieds levé~ p~r poquet est trùs variaDle, il e~t

toutefois possible de notnr Qu'il est au minimum de 4 lorsque lepoquet est productif, l~s ~~rmin~tions doivent en ~ff~t conju~uer

leur forc~ Dour atteindre une valeur sun~rieijre ~ celle de la r~­

sistance de l '0.P.S .. L'examen en coupe des poquets improductifsmontre en effet que l'absence de levée n'est pas due à ~n dfifautde germination. 'mais à l'hétéroR~néité de profondeur de semis àl'intérieur du poquet, celle-ci provoque un décalage dans le tempsde la venue en butée contre l'O.P.S. et interdit par conséouentl'action simultanée de leur force susceptible de la briser.

? - nISC1JSSI"~1

TABLEAU ~ - Effet de la pluviométrie lur la levée du mil.

b) ~i!l~r

Le même type d'essais a été repris au Sud du Niger. Pour cefaire,les mesures ont porté. cette fois. sur deux parcelles soumise,aux protocoles suivànts

o : pluie de 60 mm à intensité variable (de 3D à 120 mm/hlsuivie le lendemain d'un semis traditionnel en poquets.précédant une pluie de 60 mm A 120 mm/h (énergie ciné­tique de la pluie d'imbibition 81 joules/m21.

E : la seule modification par rapport à la parcelle précédenteest l'intensité de la dernière pluie: 30 mm/h au lieu de120 mm/h (énergie cinétique dB la pluie d'imbibition: 45joules/m2 1.

Les différences importantes de levée enregistrées sur les deuxparcelles ne sont pas imputables. comme en Haute-Volta aux inégali­tés de lames infiltrées (35.4 mm pour la parcelle D et 38.3 mm pourla parcelle El mais à la présence d'une O.P.S. plus épaisse et plu,r6sistante sur les poquets. qui ont subi les. intensités les plu,fortes (Tableau N° 41.

Parcelle o (81 joules/m2} E (45 joulellm21

Pourcentage de po-Quets productifs fO 40par parcelle

Distribution parparcelle des pieds 83 . 11de mil levés (\1

TABLEAU4 - Effet do l'énergie cinétique dei pluie8 d'imbibition'ur la levée du mil.

rt:"

L'effet de l'humidité du sol sur la levée des semences estbien connu (STOUT. BUCHELE et SNYDER. 19511 MOTT. Mc KEDN et MOOqE.1976. etc .•• I. De nombreux autres facteurs ont été étudiés. commela teneur en cxygène du lit de semence (GILL et MULLEq. 1956, TAC­KET et PEARSO~, 1964. etc ... 1. sa température (PARKER et TAYLOR.1965 1 GOYAL et al .• 1980). la profondeur de semis (MORTON et 8U­CHELE. 19601. les facteurs liés aux semences elles-mêmes (espèce.traitement. conservation. état sanitaire. etc ..• 1.

Oe nombreuses études ont également été entreprises sur l'effetdns O.P.S. sur les manques à la lev~e de plantes. particulièrementimportantes au plan économique : ce phénomène étant très sensiblepour les 16gurres (ELLS. 1965: TAYLOR. PARKER et ROAERSO~. 1956,SMITTLE et WILLIAMSON. 1977). Il existe à l'heure a~tuelle des ta­bleaux. qui indiquent les forces de levées des princioales cultu~res (GOYAL et al •• 1980). Il semble Que pour la plupart des pla"tescultivées (blé. maIs. sorgho. soja. coton .•• 1 l'influence d'uneO.P.S. commence a être sensible à partir de 3-6 bar. Pour les va­leurs supérieures à 12-18 bar. toute levée dovient impossible(PARKER et TAYLOR. 19~51 TAYLOR. PARKER et ROAERSON. 1966). Ces li­mites doivent être modulées en fonction de la nature granulomp-tri­que de l'hori20n superficiel. Les plantes supportent en effet desrésistances plus élevées en milieu argileux Qu'en milieu sableux(HE~KS et THORP. 1956). D'une manière générale. les plantes à pe­tites graines sont à distinguer de celles qui pr~s9ntent de grossesgraines (RUSSEL. 1973). la force des semences ~ la levée étant biencorrélée à leur poids (JENSEN. FRELICH et GIFFDRD. 19721. Ce phéno­mène explique d'une manière satisfaisante les difficultés de levéedu mil (dont les graines sont très petite~ dans 19s sols couvertsd'une organisetion pelliculaire

3 - ftJ1ELlOllllTl0N OE:$ TECH~IIOIIE5 CI)L TUR"LES

Dans le cas de la culture traditionnelle du mil. nous avonsété amenés à recommander un ta~sement moindre des poquets. Il se­rait possible (COLLINET et al •• 19001 également: commo cela sepratique au Moyen Orient (BALDY. communication oralel, de déposerdans le poquet une graine de taille plus grosse (de maIs. par ex­emplel pour accroltre la force de levée. No~ons que la techniquedu poquet est déjà une réponse int~ressante au prob~èm9 de l'in­duration superficielle. Semée en ligne. chaque graine serait eneffe~ incapable à elle seule de provoquer la rupture de l·~.P.S.

r~' '" ~.. -'~,' _.... --. '- ~" .. _. - .. ----.,- .. --.._ ~_ --......

- 62 -

Pour les cultures notorisées.d'autres cbnseils ont été formu­l~s comme l'au~mentation du tassement de l'horizon situé sous 10lit de semences (Qui assurerait une meilleure assise à la force delevée) (GOYAL. NELSON et CARPENTIER. 1979). La plupart des recom­mandations s'apparentent à celles Qui visent ~ maintenir l'humiditéen surface du sol et à lutter contre l'érosion: emploi de mulch depaille ou plastique (BENNET. ASHLEY et OOSS. 1984, AATCHELDER etPoRTENFIELo. 1967). utilisation de techniques d'accroissement de lastabilité structurale des agrégats : apport de matière organique oude conditionneurs synthétiques. ou naturels (PAGE et QUIRCK. 1978.etc ... ).

Les manques à la levée occasionnés par la présence d'une pel­licule ou d'une croate sur un sol "battant" sont un paramètre trèsimportant. qui intervient négativement dans l'élaboration du ren­dement. Pour cette raison. les agronomes se penchent de plus enplus sur ce problème (AoIFFIN et SEBILLoTTE. 1976). Toutefois.cette propriété mécanique de~ O.P.S. n'est pas la seule à avoirdes incidences dans le domaine agronomique. Leur intervention surle cycle de l'eau constitue également. comme nous allons le voir.un facteur limitant prépondérant.

II - INTERVENTION SUR LE CYCLE DE L'EAU.

Lors de la caractérisation des organisations pelliculairessuperficielles. nous avons été amenés à formuler quelques remar­ques concernant leur influence sur le cycle de l'eau. et à cor­riger ainsi quelques diagnostics prononcés à l'issue de l'étudedes sols. Ces hypothèses ont besoin cependant d'être étayées pardes études expérimentales dont les résultats seront d'autantplus fiables et extrapolables,qu'ils concerneront des mesuresréalisées sur des matériaux bien caractérisés (1ère partie). etque leur formulation sera physique.

lA) DIFFERENTES APPROCHES DE LA CONDUCTIVITE HYDRAULIQUE SATUR1J]

\1 - EVALUATION DE LA RESISTANCE HYDRAULIQUE DES O.P.S. A

PARTIR DE L'ANALYSE DE LEUR ESPACE PORAL.

al b~_~if!Q~Q!QbQ~~1ri~_QQ!Q:~1~f!rQ~ig~~

De très nombreuses études. à la suite de DULEY (1979) ontattiré l'attention sur l'importance de la porosité de l'horizonsuperficiel. voire de ses premiers centimètres. dans le régimehydrique des sols. Nous avons vu. dans la première partie. Quela porosité des organisations pelliculaires étudiées appara!tréduite. quelle que soit l'échelle d'étude utilisée. Afin d'~tre

en mesure d'étudier le rOle joué par les O.P.S. dans le cycle del'eau (entrée: infiltration. et sortie: évaporation). il con­vient en premier lieu d'approfondir l'étude de leur porosité.

JI:

j

1

63 -

Un très grand nombre de travaux a porté sur la caractérisa­tion de l'espace paraI à différentes échelles. Il s'agit le plussouvent d'une aoproche descriptive (JOHNSON. Mc CLEVELLAND et~lc CALEB. 19601 BREWER. 1964, VACHIER. CAMBIER et PROST. 1979,STENGEL. 1979. etc ••• ). Plusieurs chercheurs ont tenté de modé­liser la porosité à partir de la granulométrie des constituants(FIES. HENIN. MONNIER. 1972. etc ... ). Le plus fréquemment. lacaractérisation de l'espace paraI ne s'est effectuée qu'a pos­teriori : à partir de mesures de la conductivité hydrauliquesaturée. et en appliquant la loi de Poiseuille (HUMBEL. 1976).ou à partir des courbes humidité-potentiela matriciels. et enappliquant la loi de Jurin.

Cette dernière méthode préconisée par MARSHALL (1958). puisMILLINGToN et QUIRK (1959). a connu un repide succès. Elle per­met en effet une évaluation de la conductivité hydraulique sa­turée ou non d'un matériau à partir de la seule relation humidi­tés-potentiels matriciels déterminés au laboratoire (en combinantla loi de JURIN et la loi de POISEUILLE). Sur colonnes de solreconstitué. il semble que les valeurs prévues par ce modèles'accordent bien avec les valeurs expérimentales (JACKSON. REGI­NATO et VAN BAVEL. 1S65; DANE. 1980). Reportées sur le terrain.elles ne correspondent pas cependant. aux résultats obtenus surles sols en place (BAKER. 1979). Les caractéristiques hydrauli­ques d'un échantillon tamisé ne sont pas en effet les m~mes quecelles d'un sol en place (BRUCE. 1972, EHLERS. 1977). la poro­sité structurale d'un sol étant conditionnée notamment par sonhistoire hydrique (éventuellement culturale). et par l'activitéfaunique qui s'y développe (EMERSON et GRUNDY. 19541 BURWELL etLARSON. 1969, STENGEL. 1979; etc ••• ). Il appara!t de plus que la ­taille des pores ne suffit pas à prévoir correctement la conduc­tivité hydraulique saturée. et qu'il est nécessaire de prendreen compte leurs formes. leurs distributions relatives. etc •••(SCHEIoEGGER. 1974, HUMBEL. 1976; NAKANO. 1980).

Notons que STACKMAN (1969) a proposé une version simplifiée decette méthode : le diamètre des plus gros pores est alors déter­miné par la pression qu'il faut exercer sur l'échantillon pourqu'apparaissent les premières bulles. Et LAWRENCE (1977) a passéen revue les di:;~rentes techniques existantes.

Aucune de ces approches n'est réellement satisfaisantel'étude descrirtive ne fournit que très difficilement des donnéeschiffrées susceptibles d'~tre utilisées dans les calculs de con­ductivité hydraulique (REDLICH. 19431 KUBIENA. 1943 ••• ). Inver­sement. les modèles théoriques conduisent à la détermination dediamètres de pores correspondant à des lois physiques. souventéloignés des dimensions réelles (EMERSON et GRUNDY. 1954).

Une méthode récemm~nt mise au point permet. dans une cer~

taine mesure. de remédier à ces inconvénients : elle assure unequantification des vides sur une.lame mince. en fonction nonseulement de leur taille. mais également de leu~ forme. D'abordutilisée en géologie (CAYE et al .• 1970) cette méthode a été in­troduite plus tardivement en pédologie (JoNGERIUS et al •• 1972.JoNGERIUS. 1974). où cette approche reste encore limitée (ISMAIL.1975; MURPHY. BULLDCK et BISWELL. 1977; MURPHY et BANFIELD. 1978,DDRRoSORO et al •• 1978, DLMEDD PUJOL. 1978, MERMUT et JONGERIUS.1980, PAGLIAI. GUIDI et LA MARCA. 1980).

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CLASSES Dl PI ilS

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FIG. 21: ANALYSE QUANTIMËTRIQUE,

DE LA POROSITË' DE TROIS

MICRO, PROFILS. SITE N'DOUNA

AnG.

rAICEUI UIDUIU

...mu

, ..,

Les résultats obtenus par cette méthode doivent Atre utilisélavec précaution pour de nombreuses raisons 1

• La porosité observée verticalement peut être très diffé­rente de celle qui est analysée horizontalement (mais dans lecas de pellicules. il est très délicat de préparer des lames decoupes horizontalesl.

Un nombre très élevé de lames doit. en principe. être étu­diée si l'on veut extrapoler les résultats à une autre échelle.La réalisation de lames géantes (JDNGERIUS et HEINTZERAER , 19641permet de mieux évaluer l'hétérogénéité du matériau étudié.

b) ~QTer~J_~2ill~_~~_fQrT~~_g~~_QQr~~.

. Une image en coupe peut n'Atre que faiblement représenta­tive d'une organisation dans l'espace (problème bien connu despédologues aux différentes échelles de perception du solI. Unmoyen de pallier cet inconvénient est de multiplipr las plans decoupe et de réaliser une étude statistique.

- 64 -

Il convient d'en donner quelques principes et d'en signalerles limites (cf. Annexe 1). L'appareil utilisé est le Quantimet720 (FISCHER. 1971) , un dispositif optique (microscope ou 6pi­

d"I"':3scopel transmet une image sur un écran de télévision. Un dé­tecteur chargé d'apprécier les contrastes (les différents niveauxde gris) est relié à une unité de traitement numérique. Qui dé­termine un certain nombre de paramètres. comme le poùrcentage desurface occupée par le type de pores sélectionné (en fonction desa taille et de sa forme). En effet pour chaque pore. ce dispo·sitif indique la surface (A) Qu'il occupe sur l'image. ainsi Queson périmètre (Pe). Les rapports A déterminent le type de forme

P;2auquel il se rattache (circulaire. allongé. ou intermédiaire).Un crayon électronique permet de délimiter aisément les zones del'image sur lesquelles l'analyse doit porter (dans ce cas précis.sur les seules organisations pelliculaires).

. Les résultats,des mesures. présentés schématiquement (Fig.N-211. appellent certains commentaires 1

La porosité est susceptible d'évoluer au cours de la des6i­ccation des échantillcns. Dans le but de réduire ces modifica­tions. les échantillons encore humides peuvent être plongés dans~

de l'azote liquide après leur prélèvement (BOUMA. 1969. JONGEAIUSet HEINTZERBER. 19751.

Les analyses ont porté sur trois lames minces verticalesprovenant du site aval de la cuvette d'AGADEZ (alluvions argi­leusesl : l'une appartient à l'horizon superficiel naturel. lesdeux autres à la parcelle labourée soumise aux pluies : la pra­mière correspond à une zone de dépôts laminaires. la seconde àun agrégat é~ergent.

Les porosités (calculées sur un plan et pour des poressupérieurs à 30 ~l sont extr.mement réduites pour lei trois

~.,

,~,

'.

- 56 - - 67 -

microhorizons les plus superficiels (respectivement: 5.8%, 0.4%et 5.7%). La très faible porosité des dépôts (parcelle labourée)signalée en première partie se trouve donc confirmée. Pour cestrois pellicules, la porosité est essentiellement de type circu­laire. Compte tenu de nos observations nous admettrons que cespores sont des vésicules. Les pores de type intermédiaire ysont rares (0,1% pour l'échantillon naturel, 0,7% pour l'agrégatexondé), alors que les pores allongés en sont totalement absents,quelle que soit leur taille. Ce caractère parait spécifique deces pellicules (un résultat semblable a été obtenu pour des O.P.S. développées sur des sols très différents de la zone ferral­litique de savane en C~te d'Ivoire). Il est intéressant de noterégalement que les vésicules peuvent présenter des tailles trèsvariées.

a) ~e~~çY_~~ê9~!9Yê

- Conductivité hydraulique saturée :

La conductivité hydraulique saturée d'un matériau (K s ) estdéfinie par la loi de DARCY:

Hq = Ks [

avec q a densité de flux (débit rapporté à l'unité de surface)H • hauteur d'une colonne de sol saturé (L) + hauteur de

la lame d'eau constante maintenue en surfaceL • hauteur de la colonne de sol saturé.

et

- Résistance hydraulique :

qd= Kd .( Y1d )

q = K (I~) Mf:r étant le gradient local de potentiel.

z" + ';IdZ

Il

e +q = KIl ilS

Cette loi, originellement conçue pour l'état saturé, a' étéétendue à l'état non saturé; la conductivité hydraulique dépendalors du potentiel matriciel (~) : pour un même échantillon de.sol, la co"~urtivité croit lorsque ce potentiel diminue, enmême temps que l'humidité (6) augmente:

Sous une pluie, la hauteur de la lame de ruissellement (e)est souvent négligeable par rapport au potentiel matriciel(o/d),qui se développe sous une pellicule (exprimé égalementen hauteur d'eau), Il en est de même pour l'épaisseur de lapellicule (z~),Or, dans le cas d'une infiltration permanente,le flux qui traverse la pellicule (q~)est égale au flux de lazone située directement dessous (qd) :

'" K If dilS Z

Il

A partir de donnjes obtenues par quantification opto-élec­tronique, BOUMA et al. (1977) puis BOUMA. JONGERIUS et SCHOON­OERBEEK (1979) ont tenté d'estimer certains paramètres physiqu~

des sols étudiés, et notamment leur conductivité hydraulique Sa­

turée. Leurs résultats sont encourageants. puisque les valeursainsi calculées sont du m~me ordre que certaines valeurs expéri­mentales.

Le labour, suivi des pluies et de la dessiccation, s'est doncaccompagné de la formation d'une O.P.S •• dont la porosité estnettement plus réduite que celle de l'O. p.S. initiale. Les videsde type allongé se sont maintenus seulement à l'intérieur desagrégats exondés (porosité: 10.4%).

• Les pores allongés sont absents des autres microhorizonsde dép~ts laminaires, très denses (porosité: 5,4% et 6,3%),

c) ~Y~l~~!!2~_g~~_r~~!~!~~~~~_blQr~~l!9~~~_Q~~_p~ll!~~l~~_~~p~r­

f!~!~ll~~,

Dans le microhorizon sous-jacent de la pellicule natureLle.les biovides décrits dans la première partie correspondent sur­tout a de' grands pores de type allongé (représentée en blanc surla Fig. N°21). La porosité est plus de trois fois supérieure acelle du microhorizon précédent 118,7%).

( 1) •1

RIl

conductivité hydraulique de la zone sousla pellicule au potentiel Yd (- f (ad)

KilS

z­Il

Kils: conductivité hydraulique saturée de la pellicule

Kd (lVd )et.

avec

Kd (Yd)

Yd

d'où,.-----------------"

Ces premières tentatives nous ont engagé à mener le mêmetype de calcul. Compte tenu du nombre réduit de lames et de latrès faible épaisseur des microhorizons concernés. les approxi­mations sont cependant beaucoup plus nombreuses et toutes lesrestrictions signalées plus haut s'appliquent pleinement. Il nousa paru cependant intéressant d'essayer d'obtenir par cette métho­de des estimations de la résistance hydraulique des pellicules.qu'il est très difficile de mesurer in situ.

r/:'

- 66 - - 69 -

- Loi de POISEUILLE:

Ainsi, HILLEL et GARDNER (1969) ont d~fini la r~sistance hy­draulique d'une pellicule (R~)· comme ~tant le rapport de son~paisseur sur sa conductivit~ hydraulique satur~e. Elle s'expri­me donc en unit~ de temps.

Ayant ~tabli la distribution de la taille des pores d'un~chantillon de sol par une des diverses m~thodes (le pl~s sou­vent, comme nous l'avons d~jà signal~, par le loi de JURIN ap­pliqu~e aux courbes ~ .. f (6), de nombreux auteurs (SCHEIDEGGER,1953; FEODOROFF, 1965. STACKMAN, 1969 b; GERMANN et BEVEN, 1981)ont appliqu~ la loi de POISEUILLE pour en d~terminer la conduc­tivit~ hydraulique satur~e.

n.R 4 HQ .. -- ~g -

8n L

Pour une classe donn~e de pore 1(1 variant de 1 à 5 pour lespellicules superficielles, cf. Fig. N"21), le d~bit A saturationd~pend du nombre de pores de cette dimenlion par unit~ de surfa­ce (formule de KOZENY-CARMAN)

4kSll1 Il a n ni Ri

Or, pour des porel circulaires, ce nombre elt f.gal au ràpportla porosité de cette clasle (Pi) l la lurface d'un pore.

Pini .. -­

nR21

d'où

Pour la decnière cl~sse de taille de diamètre (classe 6, Fig.N"21), il n'e~t donc plus possible d'appliquer les lois de DARCYet de POISEUILLE, l'~coulement pouvant être alors turbulent.Mais cette classe n'est représent~e dans aucune pellicule super­ficielle étudi~e : elle l'est uniquement dans les microhorizonssous-jacents ~e l'O.P.S. naturelle et de l'agr~gat exond~ (Fig.N" 21) •

de

au point de mesure.

de rayon Rd~bit d'un tube cylindriqueviscosit~ du liquidedensit~ du liquideaccél~ration de la pesanteur

Qn

Q..g

avec

Nous prenons

9 .. 9780 mm/s2

et posons

a • fi8':;

Pour.un gradient de potentiel ~gal A 1 (c'est-A-dire l satu­ration), et par analogie à la loi de DARCY:

Notons que les variations de la viscosité de l'eau en fonc­tion de la temp~rature sont loin d'être n~gligeables : SAHA etTRUPATHI (1979) ont montr~ que la conductivit~ hydraulique s~·

turée d'un ~chantillon pouvait augmenter de 65%, en cons~quence

de la diminution de la viscosit~ de l'eau pour une augmentationde temp~rature de 10"C à 45·C.

-3A 25·C : n .. 9,29 10 poises

et e· 0,997

Or : Rey

Pi .. Pih .. P1v tg a

La première correction à apporter tient à l'obliquit~ des po­res. Si l'on suppose qu'un pore cylindrique fait un angle a avecla vertical~ sa section horizontale est ~gale A sa section ver­ticale (celle estim~e sur lames), que multiplie tg a. Cette re­marque nous permet de supposer la relation suivante entre laporosit~ ob6erv~e horizontalement (P1h), et celle que l'on mesur.selon un pl~n perpendiculaire (P 1v ) :

k 25 ~ 1 .. aPi Ri

Mais ce ~odèle est très éloign~ de la r~alit~, puisqu'il sup­pose que la porosit~ a ~t~ estimée sur une coupe horizontale, etque tous les pores sont des cylindres lisses et verticaux.

Cette trLnsformation n'est cependant pas suffisante. De nom­breux auteurs· ont en effet constat~ que l'application de ce mo­dèle n~cessitait l'emploi d'autres termes correctifs (CHRETIEN,1971. SCHEHoEGGER, 1957; HUMBEL, 1976; etc ••. ). En effet tousles pores nE communiquent pas entre eux et ne sont pas fonction­nels. BOUMA et al. (1977) ont tenté de résoudre ce problème enutilisant d~ l'eau color~e au bleu de méthylène. Ils ont cons­taté que l'écoulement s'op~rait pr~f~rentiellement le long desparois des trands pirel et n'occupait donc pas tout le volumedisponible. ~

N'ayant pas utilis~ cette· technique int~ressante, noui devonsnous reporter A un coefficient correctif qui tient compte denombreux fa~teurs eltim~1 : noui reti~ndrons celui propoli parHUHBEL (197~) 1

cal oùde Rey-

q .. anR4

Les deux lois ne peuvent être appliqu~es que dans lel'~çoulement est laminaire, c'est-A-dire pour un nombrenolds (Rey) inf~rieur A 1 (HILLEL, 1974).

~e-

il vient que Rey: l, lorique R - 1,2 mm.

lj

1

- 70 - - 71 -

y = C x T x 0 x E

50"

où CT

o

E

. . 1 <SCHEIDEGGERCoeff1c1ent de fermeture des pores = 3 1974) ,

Coefficient de tortuosité maximale dans un milieuisotrope constitué de sphères Œ)2

Coefficient d'obliquité: <cosd)2 soit 0.75 dans lecas d'une distribution homogène de l'orientation destubes (inclinaison moyenne a • 30 0

). Il nous est ainsipossible d'estimer tg a = 0.58.

Coefficient d'emprisonnement d'air dû au rétrécisse­ment des pores

d'où y = 0,08.

Origine de Profondeur du micro- ConductivitiJ RiJsistancel'';chantillon horizon superficiel hydrauz.ique hydraulique

(mm) saturiJe: K (mn)(mm/h) sil

Parcez.z.e 0-3 1,2 15natUJ'e 1. I.e

Parcez.z.elabouriJe:

-df!pots 0-1,5 0 _CDz.aminaires

-agriJgat 0-1,5 46,4 2e;rondiJ

a) ~~~!!99~!9~_9~_~99~!~_9~~_r§§~!~~~~_ge~~~~§_~_!~~!9ê_9~

Ç~~~~!~ê~

Estimations des conductivitiJs hydrauliques satur';c,et des riJsistances hydrauz.iques de micro-horizonssuperficiez.s à partir de z.'anaz.yse micromorphométrque. i

1

TABLEAU n05

Sur la parcelle labourée. à la fin des essais, seuls lesagrégats émergents semblent susceptibles d'absorber un flux nonnégligeable (proche théoriqu~ment de 46.4 mm/hl. Si l'on se repor­te aux descriptions de la première partie. ces agrégats ne cou­vrent que 15% de la surface en fin d'essai, l'intensité d'infil­tration minimale mesurée sur l'ensemblo de la parcelle doit doncêtre voisine de 7.0 mm/ho Ces données concordent avec les obser­vations de FALAYI et BOUMA (1975) qui ont signalé que les conduc­tivités hydrauliques saturées des microhorizons situés au sommetd'agrégats exondés sont supérieures à celles des microhorizonssitués dans le fond des sillons (O.P.S. de dépOtsl.

Ces résultats doivent être considérés cependant avec la plusgrande prudence. puisque le modèle utilisé fait appel à de nom­breuses estimations. L'intérêt ,d'une telle démarche ne peut venirque de la confrontation des valeurs obtenues aux résultats expéri­mentaux de terrain.

Po~r des valeurs de plus en plus faibles du potentiel m~tri­ciel y d de la zone située sous la pellicule. c'est-à-dire pourune humectation de plus en plus importante du sol. il appara1tque les intensités d'infiltration (c'est-à-dire q) doivent tendrevers 1.2 mm/h pour la parcelle naturelle.

""ks = I: kSlli

1=1

et 1i =5 2

Ks = a tgay I: P. R. 1 (2 )i=1 lV 1

Si l'on considère que le même terme correctif peut s'appli­quer pour chaque classe de pores,et que le volume d'eau quis'écoule à travers une surface de sol est la somme des débitscapillair~qui la traversent, il vient

i=5

Nous avons vu que nous ne pouvons appliquer la relation (2)que pour les cinq premières classes d~ taille. En outre. nous con­sidérons que le taux de fermeture des pores vésiculaires est totalet donc que y a 0 pour ce type de vides. Nous estimons en effet.que cette porosité n'est pas fonctionnelle. ce qui sembla légitimedans la mesure où l'examen microscopique a révélé que les vésiculesne communiquaient pas avec les microhorizons sous-jacents.

Les résultats sont exprimés en mm/h en vue de faciliter lescomparaisons avec leB intensités de pluie (Tableau N°S).

2 - MESURES SOUS LAMES D'EAU.

a) b~~_~~!b2g~~_g~_~~~Yr~~_~y_g2~~!~_~~~~~Y'

, c'

Les techniques de mesures des conductivités hydrauliques sa­turées sont nombreuses et variées. Certaines méthodes de labora­toire s'appliquent à des échantillons tamisés (Comme par exemplele test de perméabilité lié à la détermination de l'instabilitéstructurale. HENIN et MONNIER (1956). ou bien à des échantillonsnon remanié= (M~thode "Vergière" : BOURRIER. 19651 TALINEAU. 19­69, POSS. 19781 etc ••. ).

- 72 - - 73 -

a

or la porosité "fonctionnelle" correspondante (Pt) est

c) !~i11~_~~~_PQ~~~_~~_~Q~~~ç~iYi~~~_~t~r~~lig~~~-~~~Yr~~~_~~~i~~~~E~~_Ç~~~~_~~~bQ~~'

il est donc possible de calculer les deux rayons r et R

KS1 / 4 0,50 t. K 0,25r= et R

a y Pm a n

qui as-

a y n

sur des sables très grossiers (supérieurs à 1 mm).sur des sables grossiers (supérieurs à 0.2 mm).

Pm X y = n n r2

Dm = 2

Te 1Te 2

t.K 4s • a n R

A partir des trois données de terrain

Ks1 / 4 ' t.K s et Pm

Pt

_ la seconde est constituée d'un seul tube de rayonsure la dispersion interquartile ( Ks >

où Pm est la porosité mesuréeet Y le terme correctif défini plus haut.

Notons que les mesures pe~vent être considérées comme assezréalistes dans le cas du lit du cours d'eau et des sols alluviaux.qui peuvent être soumis temporairement à une inondation, elles nele sont pas par contre sur le reg.

Nous avons reporté (Tabl. N°6). les résultats de taille depores en diamètre pour mieux les comparé à ceux que l'on obtientà l'aide du quantimet.Un diamèere moyen fonctio~el a égalementété calculé à partir de la relation :

Ksm • avec Ksm : conductivité hydraulique

saturée médiane

La porosité est déterminée à partir des mesures de densitésapparentes. Celles-ci ont été effectuées au cylindre sur les solsalluviaux (6 répétitions), et au sable sur le reg (10 répétitions).Les valeurs retenues sont les médianes des résultats.

Pour les mesures de conductivité hydraulique. six répétitionsont été réalisées pour lesquelles nous avons calculé moyennes. mé­dianes. premiers quartiles et interquartiles.

Les essais ont porté sur les trois sols étudiés. soumis auxdeux traitements (sol naturel et sol labouré), ainsi qu'en deuxpoints du lit majeur du TELoUA :

KS1 / 4 • a n nr4

tl!.S\l

Nous avons retenu la méthode PIoGER en raison de sa simpli­cité et des possibilités qu'elle offre de déterminer in situ lacohductivité hydraulique saturée des matériaux superficiels d'unsol.

- la première est représentée par n tubes lisses et verticauxde rayon r, pour lesquels la conductivité hydraulique ssturéeest celle du premier quartile des données(K s1 / 4)

HKs ,,{t~

D'autres méthodes sont utilisées sur le terrain; il en exis­te de plusieurs types: certaines mesurent les infiltrations ver­ticales et latérale de l'eau versée dans un trou (Méthode PoRCHET):CoLoMBANI. LAMAGAT et THIEBAUX. 1972). D'autres. plus souvent uti­lisées permettent d'estimer l'intensité d'infiltration sous unelame d'eau maintenue constante (Méthode MUNTZ : MANNERING. MEYERet JOHNSON. 1966, ROY et CHATTERJEE. 1969: BURGHARoT, 1970. NA­THANI. SHARMA et NAGAR. 1978. etc ••• ). Mais plusieurs chercheursutilisent des techniques encore plus simples : La méthode propo­sée par PIoGER (1952) et utilisée par DURAND (1958). AUDRY (1962).BOULET (1966) et PoSS (1978) consiste à déterminer le régime cons­tant d'abaissement d'une lame de 10 cm dans un sol, le cylindresur lequel s'effectuent les mesures est généralement de petit dia­mètre (9 cm), mais on peut lui donner une taille plus importante(1.50 m : PASHKoVSKIJ. 1978), HUMBEL (1978) a simplifié le dispo­sitif à l'extrême puisqu'il supprime l'anneau de garde (Ce n'estdonc plus une "méthode à double anneau" comme pour les techniquesprécédentes). et il ne détermine que la vitesse de disparition dela lame. Dans ce dernier cas. il ne s'agit que d'un test de per­méabilité destiné à étudier la dispersion in situ de cette caractéristique.

b) b~_~Q~~lg_Ql~i~~~~~igyg_~g_~~~ê~b_!!2Z~1.

Il suffit en effet d'établir la pente dy des variations deOfla hauteur de la lame d'eau en fonction du temps et la profondeuratteinte par le front (H) à la fin des essais.HO étant la hauteurd'eau initiale dans les deux cylindres. la loi de DARCY s'appli~que

Disposant de résultats obtenus par une méthode voisine decelle de MUNTZ. HUMBEL (1976) a tenté. d'en déduire la taille despores correspondant. en applicant la loi de POISEUILLE à l'envers.Mais ces seules données ne suffisent pas à reconstituer une dis­tribution continue, du même type que celle que l'on peut déduiredes courbes potentiels-humidités. En utilisant la variabilité deses résultats, il a considéré que la distribution des rayons pou­vait se réduire à deux classes seulement

.rr:"

- 74 -

ETAT NATUREL LABOUR

ALLuvions Reg Lit du ALLuvionlJ RegTeLoua

ArgiLeuses SabLeuses Te 1 TC 2 ArgiLeuses SabLeuses

~Moyenne 61 922 96 13270 2500 54 1392 137.. ~

'li ""-M~àiane 56 887 95 .12320 2490 52 1480 128~ t.) E

.. '" E:;):!"-.. <,- Premieru''''' t') quartiLe 46 765 82 10647 1695 47 1132 108tl .... '"3 3'~

(:f (:f ...J:: :. ;:: Inter-O~ ....

quartiLe 29 298 32 4440 1543 14 348 58..l "" (:f.- ,'orosité 0.496 0.374 0.260 0.400" 0,400 0.520 0.408 0.3i

!Il ...... 21' 99 . 465 183 1679 670 98 542 179'" "... J::.., t)

21' 295 588 336 J135 363 290 668 363'" ..E ':) mCl'"

248 158.. E 2R 133 238 136 468 359 112:::l'-

*:Bstimation

- 7S -

• les valeurs des conductivités hydrauligues saturées média­nes varient très largement : de 6 cm/h ~ plus de 13 m/h ! Ellesse répartissent logiquement en fonction de la granulométrie del'horizon supurficiel. Le ruissellement ne doit donc apparaftreà saturation que pour des intensités élevées de pluies (~6 mm/hsur les alluv~ons argileuses. 95 mm/h sur le regl. ot ne doitjamais se man1f~ster sur les alluvions sableuses (l'intensité depluie devrait atteindre prè5 d'un mètre par hEure ••• I •

• les conséguences du labour sont différentes pour les troistypes de sols : la labour augmente la conductivité hydrauliquesaturée du so~ sur alluvions sableuses (de 67%1 et sur le reg (de35%1. Par contre il s'accompagne sinon d'un diminution (les dif­férences ne sont pas significatives au test de KOLMOGOROV-SMIRNOVI.du moins d'un maintien à un bas niveau sur les alluvions argileuses.Ce résultat no peut s'expliquer que par l'observation effectuéesur le terrain: dès que la lame d'eau de 10 cm recouvre les agré­gats. on assinte à leur destructuration et à la formation très ra­pide (en une dizaine de minutesl d'une O.P.S •• qui obture la ma­croporosité sous-jacente. Ce mécanisme a déjà été décrit dans laprésentation Morphologique de la parcelle soumise aux pluies simu·lées. Mais cette fois-ci aucune ênergie cinétique de gouttes depluies n'intervient: il ne s'agit donc pal d'un type d'O. P.S. sou·vent appelée ·pellicule de battance-. Nous aurons l'occasion dereveni~ sur cn point important.

3 - MESURES SOUS PLUIES SIMULEES.

a) !~!~!~!_~!_f9~!!~1~!~~_~g_1~_~1~~1~!i9~_~~_e!~!~~.

Plusieurs conclusions sont à retenir dq ces résultats 1

..

• le modèle bidiamétrique ne semble pouvoir s'a~pliquer quedans le cas de sols très hétérogènes. lorsque la dispersion desrésultats est grande. Dans la cuvette d'AGAOEZ. où les sols sontdépourvus de végétation. la variabilité des résultats est rela­tivement faiblel la conséquence en est l'infériorité de R devantr. à l'exception du site argileux où l'activitê faunique. déjàsignalée. induit une plus grande hétérogénéité du milieu. Notonsque pour le témoin naturel D œ 2 R est d~ 133 microns, or lespores intermédiaires du microhorizon superficiel ont un diambtremesuré au Quantimet. qui appartient à la seule classe 100-200 mi­crons. Ces deux données ne sont pas en contradiction. bien qu'el­les aient été obtenues à des échelles voisines (largeur d'unelame mince: 4 cm, diamètre du cylindre central 1 9 cml. mais perdBS méthodes différentes.

TABLEAU n05 Conductivités hydrauLiques saturéelJ et diam~trB.

pores estimés pal' La méthode PIOGER, L~s méthodes précédentes reconstituent rarement des condi­tions naturelles. La hauteur d'eau initiale utilisée dans le dis­positif PIOGEll est par exemple une centaine de fois plus épaisseque la lame g~néralement observée au cours d'un ruissellement. 2La surface de mesure est habituellement très réduite (64.10- 4 mdans le cas p~écédentl. ce qui impose. comme nous venons de levoir un certain nombre de répétitions. Mais le principal défautde cos méthod8s est de ne pas pouvoir reconstituer les processusd'évolution d~s surfaces. qui surviennent au cours des pluies.

En vue da remédier ~ ces inconv~nientR. de nombreux appareilsont été const~uits dans le but de simuler des eluies. 11 en existeun nombre imp~rtant. qui a donné lieu à des études bibliographiquesdétaillées (M~TCHLER et HERMSMEIER. 1965, HALL. 19701. Nous pouvonsdistinguer de~x grands types de modèles :

- les pr8miers utilisent des dispositifs producteurs de gout­tes (embouts 1e diam.tre fixe, lames dentées ••• I. qui sont généra­Tëment toutes de la même dimension (ADAMS. OON KIRKHAM et NIELSEN.1957, KAZO. 1166, RIOU. 19661 ~UNN e_ HUNTINGTON. 1976, TRICKER •19791. GrAce ~ l'adjonction d'un ventilateur. il'est possible d'ob­tenir. des gouttes plus fines et mieux réparties sur le sol !BOLI­BABOULE. 19761. Certains systèmes produisent des gouttes de taillesdifférentes: embouts de diamètres variés. tubes capillaires. oi­guilles hypodermiques •••• PALMER (19621, MUTCHLER et MOLOENHAUER.·t19631. Mais ~e type d'appareil ne reconstitue pas des ênergie~

-.......--?sz

11:"

- 76 -

cinétiques voisines de celles des pluies nat~relles. pour les plusgrosses gouttes. une hauteur d'environ 10 m est en effet nécessai­re pour qu'elles atteignent leur vitesse limite dans l'air.

- le deuxième type d'appareils remédie à ce défaut en utili­sant de l'eau sous pression et des gicleurs. Par ce moyen. etgrâce à différents réglages. les énergies cinétiques naturellessont presque atteintes (de 62% à 87% suivant les intensités. pourl'appareil de MEYER (19651. Ces dispositifs peuvent arroser desparcelles de grandes dimensions (de l'ordre de 50 m2 • MEYER etMc CUNE, 1958; SHACHORI et SEGINER. 1962, SWANSON. 1965). Cettetaille convient aux études d'érosion. mais n'est pas indispens~­

ble pour des travaux portant sur l'infiltration. Des appareils.moins coOteux et plus maniables ont été mis au point : ils arro­sent des parcelles d'1 m2 entourés d'un anneau de garde important(une dizaine de m2 1. Pour ne pas les confondre avec les dispositifsutilisant des lames d'eau et parfois appelés "infiltromètres". cesappareils sont souvent désignés comme des "infiltromêtres a asper­sion". Un nombre croissant de chercheurs utilise cette méthode~onisée par BERTRAND et PARR (19601, BUBENZER et MEYER. 1965,MOnIN. GOLOBERG et SEGINER. 1967, AMERMAN. HILLEL et PETERSON.1970, RAWITZ. MARGOLIN et HILLEL. 1972, BRYAN. 1974, FARRES. 1978,SINGER et al.. 1978, BARBER. MOORE et THOrlAS. 1979, YAIR et al..1980 J.

C'est un appareil de ce dernier type. que nous avons utilisé(ASSELINE et VALENTIN. 19781. Ses caractéristiques principalessont

- Une gammes étendue d'intensités (de 30 à 140 mm/hl.

l,

t

- 77 -

ne peut pas non plus avoir une durée supérieure à une valeur dé­terminée statistiquemBnt. Nous nous sommes ainsi reportés auxcourbes: intensités-durées de fréquBncB décennalB. établies pourles différentes régions du NIGER par BRUNET-MORET (19631. Ce typedB contraintes est rarement respectée; lorsque les autBurs en tien­nent compte. ils utilisBnt le plus souvent la fréquenc~ décennale.(SEGINER. MORIN et SACHORI. 1962; COLLINET et LAFFORGUE. 1979,CASENAVE. GUIGUEN et SIMON. 19791 COLLINET et al •• 1980 al.

La hauteur totalB des pluies simuléBs est du m~me ordre quela pluviométrie annuelle moyennB (calculée entre 1922 et 19751.qui est de 157 mm. LB protocole choisi PBUt ~trB critiqué en rai­son dB la faible durée des temps de ressuyagB entrB chaquB pluie.puisqUB lBS parcBlles rBçoivent chacune l'ensemblB dBs pluies entrois jours. alors qUB lB nombrB dB jours pluvieux. dB récurrBncBannuellB. Bst de 24. Signalons toutefois qUB lBS normBS suiviesici pour simulBr au mieux lBS phénomènes naturels sont plus con­traignantes que celles généralement suivies : la plupart des au­teurs utilisent Bn effet des protocoles fixes. qUBl qu, SGit lamiliBU étudié (SIEMENS Bt OSCHWALO. 19761 SINGER Bt al •• 1978,BORK. BORK Bt ROHOENBURG. 19781.

Su chaque parcellB. neuf pluies ont été simuléBs. Elles SBrépartissent Bn trois séquences pluvieuses (a. a Bt ~I. Lors dBla premièrB séquencB. survBnant après cinq mois dB sécherBssB.les changBments d'intensité ont eu liBU au cours dBS pluiBs. Pourles séquences suivantes. des temps de ressuyage très courts ontété ménagés entre chaque pluie (Tabl. N°71.

- La possibilité de modifier l'intensité en cours de pluie.

- L'obtention d'énergies proches de celles des pluies natu­relles (le rapport est de 129% à 30 mm/h et de 105% à120 mm/h, en prenant pour dénominateur les énergies ciné­tiques des pluies naturelles mesurées à ABIDJAN (COLLINETet VALENTIN. 19791.

Les détails de mise en oeuvre. et d'installation de parcellessont indiquées en annexe II.

b) ~rQ~QfQl~_~~~~~~i~.

Les pluies simulées doivent apporter une énergie cinétiquevoisine de celle des pluies naturelles, mais cette contrainten'est pas la seule. Il semble intéressant d'approcher les phéno­mènes'naturels au plus près et de respecter alors un certain nom­bre de règles comme celles du non dépassement de la pluie journa­lière ou des durées maximales correspondant à une intensité depluie donnée: sous un climat déterminé. une pluie d'une certai­ne fréquence (par exemplB décBnnalel. nB PBUt Bn'BffBt BxcédBrunB hautBur journalièrB qui. à AGAOEZ. Bst dB 50 mm (HOEPPFNER.LE GOULVEN Bt OELFIEU. 19801. UnB pluiB d'unB intensité donnéB

Jf:"

,

S~quenae 0( S~quenae ~ S~quenae{[

i'" de pLuies 1 2 3 4 5 8 7 8 9

1 t1 r 5mois a a a 15h 1h JO' 15 ' 22h 1h JO' 15 '

:rntensit~ 60 120 60 JO 60 120 60 JO 60 120 60 JO1 (mm/h)1

(Jur~e (mn) 15 la la la 15 la la la 15 la la la

tr

: Dur~e du ressuyage qui pr~a~de La pLuie.

TABLEAU n 0 7 : PrinaipaLes aaraatAristiques des pLuies simuLAeB.

c) ~!~~r!_~!~_fQ~~~f~iYi~t~_hl~r~~1!g~!~-~~~~r!!~-~Q~~_21~!~~

~i~~l!!~·

a) ~r~~~~~~~!~~_9~_~~9~!ê

PlusiBurs modèlBs existent pour prévoir l'infiltration dBl'Bau dans lB sol. CBlui da PHILIP (1957). sans êtrB compliqué.tiBnt comptB dBs trois phasBs précédBntBs dans lB sol (solidB.

- le - - 1 H -

F (t) • K (e)

(5)

intensité de pluieF(t) dt • 1 X t 1 • avec 1

Au temps tu, l'équation (3) s'écrit

~: ) . F . Ks (1 + 'f à1 )LU n W(t u)

t r' < t < t , F (t) • F (t ) • Fu r n

Au temps ti

~ tm

, l'équation (3) s'écrit:

( Vf à 1 ) 1 (4)F(t.) ~ F (t ) • 1 = K 1 + ------, m S Pi

ct.W (.t) 1 • J '

o

L'intensité d'infiltration peut donc s'êxprimerr

Après un temps t , généralement court sur des petites par­celles, l'intensitémd'infiltration devient constante, égale lFn,jusqu'à la fin de la pluie que survient au templ tu'

Or, 61 pout atre ai~ément calculi à partir des valeurs deporosité et d'humidités volu~iques initiales. fi ~t W(tu) sontd'autrel donnéel expérimentales obtenues aisé.ent. KS et 't le

P' - o.F( t) = Ks (1 + 'f 1) 1 (3)

. H( t)

Au cours ~'une pluie, l'intensité d'infiltration est égaleà l'intensité d'averse jusqu'à l'apparition de flaques en sur­face. Pour des courtes longueurs de pente et une faible rugo­sité du terrain. le temps correspondant à l'apparition des fla­ques (tm) peut être considéré comme peu différent du temps d'ap­parition du ruissellement (t1) : la valeur de W(t) correspon­dante est

Là lame infiltrée correspond en effet à la hauteur de ~luietombée au cours du temps ti' Cette valeur est fréquemment appe­lée "pluie d'imbibition" : (Pi). par analogie à la hauteur depluie susceptible de provoquer un écoulement sur un bassin ver­sant (LAFFORGUE, 1977).

MEIN et FARREL (1974) puis HACHUN et ALFARO (1977) ont véri­fié qu'au laboratoire. 'f se maintient sensiblement constant aucours des pluies m~me lo~sque le déficit initial et les inten­sités de pluies varient. Ils l'ont calculé à partir de résultatsobtenus au cours de simulation de pluies et consid~rent que l'aug­mentation du nombre d'essais accroit la précision de sa valeur.

..• avec 9 i : bumidit6 volumique initiale.

et P l poroait6.

Ai • P - 9 i

K (6) • KS

(t) .!L..W8 - 6s 1

Dans le cas où la lame d'eau en surface du sol est négligeable parrapport au potentiel matriciel du front d'humectation (lorsqu'ils'agit d'une lame de ruissellement). l'intensité d'infiltrationF (t) est inversement proportionnelle à la profondeur z (t) at­teinte par le front d'humectat1on : (Loi de DARCY)

'f + z (t)z (t)

et z

• Au-dessus. le sol est humecté uniformément et sa conducti­vité reste constante. Signalons que ~ette hypothèse est en con­tradiction avec l'existence d'une zone de saturation proche dela surface et d'une zone de transmission située plus en profon­deur, définies toutes deux par BODMAN et COLMAN (1943). et ré­cemment redémontrées par BOND et COLLIS-GEORGE (1981).

o~ W(t) • 5~ F (t) dt. c'est-à-dire la lame d'eau infiltréecumulée depuis le temps (O)(d6but dela pluie)

Si l'on considère la zone humectée comme saturée

et 8s - 8 1 • Ai 1 défic~t de saturation exprimé en pourcentagevolumlque;

Le méthode de GREEN et AMPT (1911) repose sur plusieurs hy­pothèses simplificetrices :

• Le potentiel matriciel (if) reste constant quelle que soitla position du front d'humectation supposé bien délimité.

liquide et gazeuse). Il a maintes fois été utilisé 1f\I\NKS et BO­WERS. 1962, GREEN. HANKS et L!IRSON. 1964, etc ••• ). Les auteurssemblent lui préférer cependant. depuis quelques années. un mo­dèle plus encien. celui de GREEN et AMPT (1911) qui conna!t ainsiun regain d'intérêt certain (YOUNGS. 1960i SKAGGS et aL. 1962,MEIN et LARSON. 1973,AHUJA. 1974, MEIN et FARRELL. 1974, SWART­ZENORUBER. 1974, AHUJ.\. OANGLER et EL SWAIFLY. 1976, JAMES etLARSON. 1976, HACHUM et ALFARO. 1977, AGGELIOES et YOUNGS. 1978,JARRETT et FRITTON. 1976, SCHU TUNG CHU. 1978, EL-SHAFEI et FLET­CHER. 1979, BRAKENSIEK.RAXCES et HAMON. 1979, FREYBERG et al ••1980, SLACK. 1960, etc ••• ). Les études. qui ont utilisé simulte­némant les deux modèles ont conclu ~ le supériorité de celui deGREEN et AMPT (WHISLER et BROUWER. 1970). ou ~ le similitudn desrésultets obtenus ISWARZENORUBER et YOUNGS. 1974, YU-SI-FOK.1975). '

ft"ft" ,

_. ._~\... . _ " -_ ••....._~, _ - ~ ...~----- - -------- - - ~.

à partir des deux équations (4) et (5)

Les humidités initiales n'ont été déterminées qu'au début dechaque séquence pluvi&use (Prél~vements de cinq échantillonspar tranches de 10 cm),. Avant chaque pluie d'une même séquence,l'humidité initiale a été évaluéten considérant que les pertesdûes à l'évaporation pendant des temps de ressuyage inférieurs'àune heure pouvaient être négligées par rapport aux lames d'eauinfiltrées. Pour ce calcul nous avons donc estimé que les qua­tre pluies n'en constituaient qu'une seule:

n=4L W (tu)

6. =6. (1 _ n=2 n_lln 11 n-4

l W (t )n=2 n u

déficit hydrique mesuré avant la premi~re pluie

déficit hydrique calculé avant la pluie n (n variede 2 à 4)

calculent

Ks

'l'f

avec 6; 1

6 in

- 80 -

FnW(t u) - P;

W( tu) - P;

P;~qtu) (I - Fn )

(F n W(t u) - Pi I)6;

(6)

(7)

- 81 -

S~r le tableau de résultats N°8. nous avons reporté, en plusdes valeurs de KS et 'l'f. le nombre de pluies Np pour lesquellesnous avons pu appliquer le modèle, et la profondeur du front d'hu­mectation,mesurée après chaque séquence pluvieuse. Les résultatsde la première pluie n'y figurent pas puisqu'ils n'ont pas pu 'êtredéterminés par cette méthode.

i1 ParceLLes natureLLes ParceLLes Labourées

1 ALLuvions Reg ALLuvions Reg

1 ArgiLeuses SabLeuses ArgiLeuses SabLeuses,

N 4 7 2 7 8 5,P

, zfÇcm) 2 21 4,5 12 63 13

i 3 47 7 16 84 17

, 2,5 64 9 17 90 20

~s{mm/h) 2,2 19,6 7,9 10,4 23,0 12,6,

1,3 14,5 ? 5,4 22,1 6,6

'1' lem) 27,5 3, 1 14,3 2,5 6,2 18,2,14,3 3, f3 ? 4,0 2,5 54,0-

Ce déficit est calculé en prenant comme profondeur cellequ'atteint le front à la fin de la séquence pluvieuse, et entenant compte des différentes densités apparentes de chaque ho­rizon humecté.

?:vaLeur non déterminéeN :nombre de pLuies où Le modJLe peut Otre appLiqué.

p (nombre totaL de pLuies=9)K et 'l'f sont Les moyennes caLcuLées pour Les quatre pLuies

s de La même séquence.

Notons que, pour appliquer les équations (6) et (7) aux ré­sultats expérimentaux, ceux-ci doivent satisfairb aux deux con­ditions :

TABLEAU n08 Détermination des param~tres du mod~Le de GREENet AMPT (1911).

Or, la première condition n'est pas remplie pour la premièrepluie qui tombe sur les parcelles labourées (3 cas). Pour 18 au­tres pluies, la deuxième relatiDn n'est pas non plus satisfaite.Le modèle ne peut donc être appliqué que pour 33'pluies sur 54,soit 61~des cas.

1) Pi i

2) Fn>

W (tu)

P; I

W(t u)

(le ruissellement doit se manifester)

Différentes remarques peuvent être formulées à partir de cetableau :

• Le nombre de pluies. pour lesquelles le modèle peut êtreappliqué parait lié à la validité des hypothèses de départ : ilest le plus faible en effet sur les deux parcolles sur reg. c'est­à-dire là où la rugosité est la plus forte. et donc là où l'hypo­thèse ti = tm. n'est pas toujours satisfaite. Il est égalementfaible pour la parcelle naturelle sur alluvions sableuses. où laprofondeur d'humectation très faible et irréguli~re pour les troisséquences pluvieuses. n'a pas pu être bien définie (comme le cons-

- !l2 -

tate HILLEL 1974. pour les sol argileuxl.

• Aussi bien Ks que 'f varient d'Une séquence A l'autre.bi~n qu'ils restent sensiblement constants. au cours des quatrepluies d'une même séquence. Ces variations ne peuvent être inter­prétées qu'en considérant les profondeurs atteintes par le frontet l'hétérogénéité pédologique de chaque profil:

• Parcelle naturelle: pour le sol sur alluvions sableuses.l'hypothèse d'homogénéité du profil paratt fondée puisque o/freste quasi constant. La valeur de Ks calculée à chaque foispour l'ensemble de la zone humectée diminue par contre légère­ment. Cette variation ne peut pas être attribuée ê une discon­tinuité pédologique en profondeur. Il faudrait donc y voirplutOt la conséquence d'une modification de la conductivitéhydraulique saturée de la surface (augmentation de la résis­tance hydraulique de l'o.P.s.l. Sur alluvions argileuses. l'hé­térogénéite du profil ne peut pas non plus être mise en causepuisque Zf ne varie presque pas entre les deux séquences (Oufait de l'évaporation entre les séquences pluvieuses a et al.si bien que la diminution de Ks peut donc être imputée aux va­riations de la résistance Rc de l'O.P.S. (résistance hydrauli­quel. Les d~fférencès de potentiel de front seraient à rappro­ch€r des variations de 6

i.

.Parcelles labourées: la diminution de Ks entre les deuxsemen~es est; pour la parcelle sur alluvions sableuses. moindrequa pour les deux autres sites. Comme nous l'avons vu lors desdescriptions. l'évolution superficielle de cette parcelle esten effet très rapide au cours de la première pluie. Pour la par­celle sur reg. la diminution de la conductivité hydraulique sa~

turée n'est pas due à l'évolution de la surface. puisque nousavons déjà mentionné que sOn organisation superficielle varie peuau cours des pluies. Elle serait à rapprocher de la profondeurdu frOnt qui atteint. lors de la dernière séquence. le troisièmehorizon du profil (dépourvu d'éléments grossiers: sommet dupaléosoll. où le potentiel matriciel de ce matériau sec estcertainement élevé. mais la conductivité réduite ('f - 51 cmf.

Ce5 différents résultats doivent donc être interprétés nonseulement en fonction des propriétés hydrauliques de la surfacemais également de celles des horizons atteints par le front d'hu­mectation. Ceux-ci jouent en effet un rOle important. surtoutpour la parc~ll~ dépourvue d'O.P.S.

• Les différentes valeurs de o/f sontEn effet. au début de Chaque séquence (lanouveau front d'infiltrationCes valeurs s'accordent bien

rc'"

Ijj -

• Les valeurs de Ks sont également très basses et nettementinférieures à cnlles que l'on obtient par la méthode PIOGER. Il .convient par conséquent de comparer les différentes approches dela conductivité hydraulique saturée.

4 - COMPARA1SON DES METHODES UTILISEES ET DISCUSSION •

a) Q!~QQ~!!!f_~!:Q§s8_~!_Q!~!~~_~!~~!~~~'

Il est néc~ssaire de rappeler que les conductivités hydrau­liques saturées déterminées à l'aide des différentes méthodesutilisées ne SOllt pas directemont comparables. puisqu'elles neoorrespondent pOIS aux mêmes épaisseurs de matériaux :

quelques millimètres pour les pellicules superficielles.

• de 20 à :10 cm pour la méthode PIOGER (la profondeur dufront d'l1umectation correspond alors è une lame infiltréede 100 mml.

de 2 A 90 cm sous pluies simulées. pour les différenteslames inTl1trées qui varient elles mêmes de 37 à 110 mmpour 150 mm de pluie. '

Dans le cau du double anneau, l'infiltration est totale.tandis que sous pluies simulées,l'eau a la possibilité de s'écou­ler en surface.

Les différ8nces de profondeur concernées ne suffisent cepen­dant pas à explIquer les très importants écarts de résultats Quel'on constate pour les deux méthodes: dans le cas du double an­neau. les valeu:s obtenues s'échelOnnent en eff~t de 5 cm/h à1.5 m/h. alors que sous pluies simulées. elles sont nettementplus basses et plus regroupées (de 0.1 cm/h à 2.3 cm/hl. Il n'estdonc pas possible de ~révoir la valeur absolue de conductivitéhydraulique satJrée cl un sol sous les pluies naturelles à partirdes données PIOiER.

Le fait qU3 l'on ne puisse pas déterminer les valeurs réel­les de conducti,jté hydraulique saturée à l'aide de cette méthodene serait pas emQarrassant pour le praticien s'il existait un ter-

,me correctif permettant de passer d'une échelle de résultats àl'autre. En eff3t. dive~auteur~ ont remarqué que les valeurs deKs déterminées ;ous double annnau sont nettement supérieures àcelles qU~ l'on mesure sous pluies (HILLS. 1971/ SMITH. 1976:JAMES et LARSON, 1976/ TRICKER. 1978l. mais cette différence estgénéralement attribuée,à l'influence des succions latérales surle volume humecté, qui prend très souvent une allure de cham~i­

gnon renversé. Ainsi. cette méthode n'aurait que valeur de test(BOULET. 1966/ AUDRY et al:. 19~3/ POSS. 1978/ etc ••• ). puisqueces auteurs considèrent que les KS calculés à pàrtir d'essais audouble _nneau permettent un classement de la ·perméabilité- desdifférents sols 6tudiés. qui peut être appliqué sous pluies na­turelles.

- ~

• '.;" ...... ~..... ~.- _4_' __ '_ z·" ..- '--. .~.. -_. _·r \... •• . , _y et .••.• / '0 :r. ".n _..-. . ......... " _," ._. ' __ .:=- -_ , __• . __._._ ., ,..•• _

TABLEAU n010: Comparaison de rtJsuLtats obtenus seLon La méthod,MUNTZ et La simuLation des pLuies (d'apr~s

LAFFORCUE et NAAH (1976J,C~te d'lvdire,SoLferra~itique désaturtJ.J

- 84 -

En appelant ARG, le site sur alluvions argileuses. SAB.celui sur alluvions sableuses et REG celui sur reg, et en affec­tant à ces termes l'indice 1 pour les parcelles naturelles etl'indice 2 pour les parcelles labourées, le classement déduitdes. résultats PIoGER pour les valeurs Ks est le suivant :

1ARG. 2<ARG.l<REG. l<REG. 2<SAB. l<SAB. 2 lCe classement est légèrement différent de celui des valeurs

de Ks calculées sous pluies simulées (Séquence B, pour laquellenous disposons de toutes les données:

1 ARG. l<REG. l<ARG. 2<REG. 2<SAB. l<SAB. 21

Si la méthode du double anneau peut ~tre considérée commetest, non seulement le classement des valeurs devrait âtreidentique pour les deux méthodes, mais également leurs rapports.Or, la conductivité hydraulique de SAB.2 est près de trente fois'supérieure à celle de ARG. 2 selon la méthode PIoGER, alors quesous pluies, ce rapport n'est que de 2.2. Des différences impor­tantes apparaissent également lorsque l'on compare les résultatsd'un même site (Tabl. N°9).

!,i1.

MtJthode MUNTZ

.nombre de rtJptJtitions

.valeur mtJdiane de dy/dt(mm/hJ

FimuLation de pLuies

(Type SWANSON 1965J

1= 150 mm/h ,(~ i" a

Fn (mm/hJ

- 85 -

SoL 8ou~-végtJtation

natureLLe

25

218

90

SoL LabourtJ SUl'la am

50

430

20

TABLEAU nO 9: Comparaison de rtJsuLtats obtenus seLon La mtJthodePlOC ER et La simuLation de pLuies.

Ouelques auteurs attirent l'attention sur les difficultésd'application de la méthode du double anneau (GIFFoRo et HAWKINS1978) : LAFFoRGUE et NAAH (1976) ont ainsi comparé les intensitésd'infiltration mesurées à l'aide du dispositif MUNTZ, et sou pluiessimulées, sur un sol tr~s humide soumis à deux traitements (sousvégétation naturelle et labour). Leurs résultats' (Tabl. N°1o) dé­montrent également que les méthodes de mesure sous lames d'eau nepeuvent pas être utilisées pour prévoir la capacité d'infiltrationd'un sol sous pluies naturelles.

ALLuvions Reg

ArgiLeuses SabLeuses

DoubLe 0,93 1,67 J,35anneau

aL/Ks/i PLuieslsimuLtJes 4,70 1,17 l,59

KSL/KSN Rapport des aond~ativittJs hydrauLiques saturtJes

des paraeLLes LabourtJes et natureLLes

L'une des raisons majeures des différences de résultats pro­vient des réactions de la surface du sol : elles sont en effetrarement identiques sous lame d'eau et sous pluies. Sous 10 cmd'eau, le sol labouré sur alluvions argileuses présente une con­ductivité hydraulique superficielle (sur 20 cm) inférieure à cei:le du 501 témoin. Sous pluies simulées. par contre, elle devientprès de cinq fois plus élevée que celle du sol naturel. Alorsqu'aucun agrégat ne subsiste en surface après une dizaine de mi­nutes sous lame d'eau, environ 15% de la surface en reste couverteà la fin des pluies. Or, l'analyse de la porosité au Quantimet arévélé que l'infiltration ne pouvait avoir lieu qu'à partir de cesagrégats. La comparaison des trois méthodes utilisées nous permetdonc d'affirmer, que l'instabilité structurale des agrégats de laparcelle labourée sur argile. soumise aux pluies. est inférieurea celle gue l'on observe sous lame d'eau.

Dans une moindre mesure, ce phénomène caractérise égalementle site sur reg, où le l'Ole protecteur des éléments grossiersest plus marqué sous pluie que sous lame d'eau.

Lorsque les agrégats sont très sableux. leur stabilité est,par contre, plus forte sous une lame d'eau que sous le choc desgouttes de pluies. C'est sur ce site que le l'Ole du labour esten effet le moins marqué sous pluies simulées (Tabl. N°9). De cequi précède, il ressort que le dispositif PIOGER n'a pas valeurde test de "perméabilité", Il est néanmoins susceptible d'appor­,ter des indications sur l'évolution des surfaces subitement re­couvertes d'une lame d'eau.

.'1/:"

b) B~l~~ig~~_~~!r~_l~_r~~i~!~DS~_~~~r~~lig~~:~~~_Q~~~~~_~!_l~

fQ~~~s~iYi!~_~~!~r~~_~~~_~21~·

al b~~_Y~r!~!!9~!_g~_~S_~Y_99Yr!_gY_;~~e!.

Nous avons mis en évidence une diminution de Ks au ~ours desdeux dernières séquences bien Qu'elle soit très faible pour laparcelle sableuse labourée et ne dépende pas des modifications del'état de surface pour la parcelle labourée sur reg. Pour lestrais autres parcelles. (pas de données sur REG.11 cette varia­tion de Ks semble pouvoir Otre attribué à l'évolution des O.P.S.au cours des pluies.

Divers chercheurs. Qui ont utilisé la simulation de pluies,et des modèles analogues (SKAGGS et al.. 1969, BRUCE. THOMAS atWHISLER. 19761. ont également constaté Que KS ne reste pas cons­tant lorsque la'sol est découvert. et ils ont attribué cet effetà la formation d'D.P.S. Mc INTYRE (1936. EDWARDS et LARSDN (1969)puis FARREL et LARSDN (19721. ont montré Que la diminution de KSest propor~ionnellB à la durée des pluies. Elle est égalementliée à la hauteur de chute des gouttes. et donc à leur vitessed'impact (BISAL, 19671. ainsi Qu'au n'ombre de gouttes (SEGINER etMORIN, 197DI. MDRIN et BEANYAMINI (19771 ont suggéré de prendreen compte, dans les modèles, non pas le déficit de saturation.mais l'énergie cinétique cumulée des pluies précédentes. Le nom­bre de nos données ne nous permet pas de mettre en évidence detels effetsl rappelons cependant Que nous avons établi des rela­tions entre l'énergie cinétique des pluies d'imbibition et larésistance méc~niQue à la pénétration des D.P.S .• Certes. il n'estpas démontré Qu'il existe une relation simple entre les résistancesmécanique. et hydraulique, mais il convient de noter Qu'elle dépen­dent toutes les deux de l'épaisseur de la pellicule et doiventdonc varier conjointement.

Il semble légitime, par conséquent, d'estimer Que la diminu­tion de la conductivité saturée mesurée sur l'ensemble du profilhumecté est due le plus souvent à l'évolution des O.P.S. au coursdes pluies.

61 ~~1!_JQy~_p~r_l~_PQ~~D;!!1_~~Sr!9!~!_9!!_~~~~r!~Y~_~QY!­

J~9~~~!_~_!:g~e~~~

Comme KUTILEK (1973J, nous constatons que les intensitésd'infiltration en régime permanent (Fnl diminuent en m~me tempsque Ks. Mais notre hypothèse d'uniformité des sols est faussepuisqu'il existe au sommet de la plupart d'entre eux une O.P.S •• 'dont la conductivité saturée est nettement plus faible que celledes horizons sous-jacents. Dr. lorsque un horizon à gros poresest situé directement sous un matériau à pores plus fins. la pro­gression du front est momentanément stopée. l'eau s'accumule àla base du matérieu à pores fins jusqu'à ce Que le potentiel soitdevenu suffisamment bas pour permettre l'entrée de l'eau dansl'horizon suivant. Cette règle des sols hétérogènes (MILLER etGARDNER, 19621 s'applique également au système constituée parl'D.P.S, et le matériau situé directement au-dessous, HIL~EL(1964) puis HILLEL et GARDNER (1969) ont en effet éta~li~la re­lation, déjà 81gnalé. (Equation 1), qui permet d. prévoir l'in-

1"

- 67 -

tensité d'infiltration en fonction de la résistance hydrauliqueRc de l'O~P.S., et du potentiel du matériau situé dessous:'d(t)

.,d ( t)F (t) "----r-

c

Lorsque la zone située sous l'O.P.S. n'est pas encore satu­rée. l'intensité d~nfiltration dépend donc non seulement des pro­priétés hydr~uliQues da l'O.P.S. mais également de celles de cet­te zone sous-jacente (KAMIL et BERTRAND. 1962, EOWAROS et LARSON.1969, RAATS. 19741. Or ce potentiel est étroitement lié à la tail­le des pores: l'infiltration sera donc d'autant plus faible Quel'horizon silué sous l'O.P.S. sera macro-poreux (EOWARDS, VAN DERPLOEG et EHLE R. 19601 et, partant. Que la taille de ses agrégatssera importante (AMEMIYA. 19651. La présence de grands pores detype allongé sous la pellicule superficielle du site argileuxnaturel (Fig. N°211 apparatt ainsi comme un facteur défavora~le

à l'infiltral.ion et peut expliquer pourquoi. dès la première pluie,la valeur de Fn (9.5 m/hl est si faible.

Lorsque cette zone située sous l'O.P.S. approche de la satu­ration (ce Qlli est rapide pour des sols à bas KsI. Fn tend versle KS'du mqd~le de GREEN et AMPT (19111, et vers K, , la conduc­tivité hydtalJlique saturée de l'D.P.S. (HILLEL et ~~RDN~R. 19691.C'est pourquoi HANKS et BDUWERE (19621 ont remarqué que les carac­tères hydrauliques d'un matériau peu perméable interviennent sur­tout lorsque le front d'infiltration a progressé sur l'ensemblede l'horizon suivant.

Nous pouvons ainsi déterminer les conductivités hydrauliquessaturées des O.P.S. en considérant Qu'elles sont très voisinesdes conducti~ités Ks mesurées pour la dernièra séquence pluvi~use.

La valeur de K~s ainsi calculée pour la parcelle naturellesur alluvion3 argileuses (1.3 mm/hl. est sensiblement identiqueà celle Que l'on détermine à partir de l'analyse de la porositéau Quantimet (1,2 mm/hl. Ces valeurs sont également très prochespour la parcille labourée (5.4 mm/hl à partir de la simulationde pluies. 7 mm/h d'après l'analyse de l'espace paraI au Quarti­met.

Il so~alt hasardeux d'en conclure QUO les deux types d'ap­proches pourtant très différentes conduisent dans tous les cas àdes résultats voisins. mais ii est intéressant de signaler Quedans le cadre de ces travaux. ils ne sont p~s contradictoires.Ils permettent de constater comme Mc INTYRE (19561 Que c'ost lapremière pellicule de l'D.P.S •• et par conséquent les 1Qy~e­miers millimètres du sol, qui contrôlent à saturation la conduc­tivité de l'ensemble.

Ces différents résultati tendent ainsi A montrer que la quan­tification de la porosité sur des lames minces d'O.P.S., oermetune meilleure orévision de la conductivité hydraulique saturéed'Un sol, gue les mesures menées A l'aide d'un dispositif à dou­ble anneau, '

~'

., " - "..- --

- 88 - - 89 -

- Du temps t m au temps tr'

a) ~ê~~~!2~_~Y~~_~~_9~f!~!~_g~_ê~~~r~~!9~'

a) b~~22~!!~i2~_~~_r~!~~~11~œ~~~.

- Du temps 0 au temps t m ' l'infiltration est totale et ~ga­

le à l'intensité de la pluie,

PLUIE-RUISSELLEMENT-INFILTRATION. SOUS

les premières flaques se formenten surface mais le ruissellementn'apparaît pas encore,

- Au temps ti se situe le début du ruissellement.

ETUOE DES RELATIONSPLUIES SIMULEES:

La plupart des travaux menés par les hydrologues n'utilisentpas les modèles physiques présentés précédemment. En effet. commele souligne BAUER (1974). les modèles empiriques utilisés en hy­drologie qui servent à prévoir les écoulements. sont eux-mêmescompliqués. 51 bien que peu d'auteurs cherchent à les alourdir dedonnées de terrain. telles que les conductivités hydrauliqes. lespotentiels. les porosités. et les humidités des différents hori­zons d'un sol. IVE et al. (1976) remarquent que de nombreux modi;,­les hydrologiques ou bioclimatologiques (FITZPATRICK et NIX. 19­691 ROSf- et al.. 19721 Ml: COWN. 1973, JOHNS et SM!TH. 1975) repo­sent sur le principe que le sol joue un rOle de réservoir. etque le ruissellement n'apparaît qu'à saturation. c'est-à-dire àpartir d'une certaine hauteur de pluies cumulées. quelles quesoient leurs intensités et les temps de ressuyage et d'évaporationentre les pluies.

- DETERMINATION DE QUELQUES PARAMETRES D'HYDROLOGIE DESURFACE.

des méthodes plus simples assoclees à des rel'ations plus empiri­ques. Celles-ci. moins généralisables que les modèles physiquessont souvent plus opérationelles à l'échelle considérée (parcel­les. exploitation •.•• ). Pour cette raison. nous devons présenternos résultats d'une manière moins abstraite.

L'utilisation d'un infiltromètre à aspersion permet de déter­miner les paramètres qui interviennent sur l'apparition du ruis­sellement. Bien entendu. les mesures réalisées sur des parcellesd'un m2 ne ~VII" pas transposables directement à l'échRlle d'unbassin versant. et nous aurons l'occasion de revenir sur ce pro­blème. mais ce type d'études permet néanmoins l'analyse des phé­nomènes.

Comme nous l'avons montré lors des calculs de conductivitéshydrauliques saturées. le début de la pluie peut se décomposer enplusieurs phases (RUBIN. 19661 RUBIN. 1969, OHMES et MANGES. 1977,LAFFORGUE. 19771 SHU TUNG CHU. 1978) (Fig. N°22).

Les considérations précédentes suffisent à pl'évoir l'évolu­tion de la conductivité hydraulique d'un sol labouré. soumis auxpluies naturelles: elle dépendra essentiellement de l'instabi­lité structurale et de la taille des mottes ou agrégats. appor­tés en surface. Contrairement à une idée souvent' admise. le la­bour ne favorise pas toujours l'infiltration. OULEY (1939). puisMUS GRAVE (1955). suivis de PARR et BERTRAND (1960). ROOSE (1976a).GIFFORO et, BUSBY (1974). ont indiqué que la capacité d'infiltra­tion d'un ,'sol labouré pouvai t devenir inférieure à celle du té­moin naturel. C'est le cas des agrégats qui sont instables sousle choc des gouttes de pluies et se destructurent pour consti­tuer. dans les dépressions (sillons. zones interbillons etc .•. ).des D.P.S. de dépOts. particulièrement peu perméables. commenous l'avons vu. Si des mottes ou des agrégats se maintiennent.en surface. ce sont eux qui assurent la majeure partie de l'in­filtration. Lorsque l'O.P.S. devient continue. les intensitésd'infiltration dépendent. avant la saturation de l'hor1zon (Ap)sous-jacent. de son potentiel matriciel et donc de la taille desagrégats.

c) ~Y21~~i2~_~~~_f~!~f!~!i~!!g~~~_b~~!~~lig~~~_~~~~_bQ!!~2~

!~~Q~!~.

dl 8~~~rg~~~_~~!_!~_~Q!!Q~_~~_fQ~~~Ç!!Y!!~_b~~~~~!!g~~_~~!~r~~.

Son emploi sur le terrain. pour être efficace. doit êtreaccompagné ,de mesures de potentiels à l'aide de tensiomètres. Orcette condition n'est que rarement remplie par les praticien~(hYdrologues et agronomes)JQui préfèrent généralement utiliser

De nombreux facteurs conditionnent la conductivité hydrau­lique saturée: la granulométrie (ZEIN EL ABEOINE. ABOALLA etMOUSTAFA. 19671 BOUMA et al .• '1971) qui intervient elle-mêmesur la oistribution de la taille des pores (PALL et MOSHENIN.1980). Les racines et la faune du 501 jouent également un rOleimportant (MARTY et COUREAU. 1969, EHLER5. 1975). Mais COmmenous venons de le signaler. l'instabilité structurale est à pren­dre aussi en compte (EMERSON et GRUNOY. 1954, VUVIC. 19691 BUR­WELL et LARSON. 1969). Citons également l'influence du taux desalinité : la présence en proportion importante de sodium échan­

'geable s'accompagne généralement d'un bas Ks (MANNERING. MEYERet JOHSON. 1966, LOLE. KHANVILKAR et MISHRA. 19701 FARREL, 1972).CHANG et O'CONNOR (1980) signalent également qu'un équilibres'établit entre le sol et l'eau d'irrigation légèrement saumatre.et que la valeur de la conductivité saturée Be maintient alorscon~tante. Lorsqu'il pleut. par contre. le déséquilibre ioniqueprovoque la dispersion des argiles. qUi bloquent les pores etKs ~e trouve ainsi diminué.

Ces différentes remarques conduisent à souligner le caracotère instable des valeurs de la conductivité hydraulique saturée.qui dépend d'un nombre très élevé de facteurs fluctuants. En con­ditions naturelles. cette notion ne peut donc être utilisée qu'a­vec prudence. même si elle se révèle être un excellent outil derecherche en laboratoire. ,

~.,

- ~.. -. -_.

- 90 - - 91 -

, 00 A et 6 sont deux constantes caraotéristiques du sol.

Pour des parcelles planes, peu rugueuses. et courtes. t mest très peu diff~rent de ti.

Plusieurs auteurs ont montré. ~ l'aide de relations empiri­ques établies ~ partir de simulation de pluies, que la hauteurde cette pluie j',imbibition est proportionnelle au déficit ini­tial de saturatLon: i (AHUJA. OABGLER et EL SWAIFLY, 1976,SINGER ~t al •• 1976) 1

Pi-A+BA i

.Nous avons essayé de vérifier cette relation à partir denOI résultats (rabl. N°").

n:effectif:nombre de pluies

r 2 :coefficient de d4termination

""":significatif d 0.1 ~

""":significatif d 1.0 ~

n~:non 8ignificatif d 2.0 ,~

TABLEAU n"11: Param~tre8 ezp4rimentauz de La reLationP. = A + B.A.

1. 1.

La relation ne s'applique convenablement que pour les p~rcel­

les naturelles et pour la parcelle labourée sur reg. c'est-A-diresur les sols pour lesquels l'évolution de surface est limitée.L'ajustement est le meilleur pour la surface qui subit le moinsd'évolution au cours des pluie; [Parcelle labou~ée sur reg)1 elleest au contraire faible pour la parcelle labourée sur alluvionsargileuses, où la surface présentait de nombreuses fentes au dé­but do la seconde séquence pluvieuses (Photo. N°11). Ces fentesne se referment qu'après un certain temps et allongent par consA­quent la duré d'imibition. Comme le signalent HOOGMOEO et BOUMA(1980). ellel -court-circuitent- l'apparition du ruissellement.

Parcelles Itaturelles Parce ll,es labour4e8

Jilluvions Reg. Alluvions Reg.

Arg1.Leuses SabLeuses lrg1.leuses SabLeuses

A 0.0f},1 -0.274 0.555 -2.600 -2.76 oJ 436

B 4.4 14.27 12.54 279 410 66.3

-AjB -0.021 0.019 -0.044 0.009 0.007 -0.007-

n 9 9 9 9 9 9

2 0.79""" 0.66"" O. ??"C 0.48ns 0.46ns0.92°""r

Dm : détention .s!!rperfii'!'oyenne

Rx : pIlier de ruissell.lmer,Fn : palier d'infiltration.

tf • tu : pl,ase de vldanQo'

tp: apparitiondos flaques

~I.to : phaso d'imbibilicm 1

tm. tl : phase transitoiro:

l, tu .tf : phase de régime

permanent

1

11

1111

1

111

tu

1

1.1

1111

11

111

Tempstmo

F

Fo

Rx

le:: l "-- ..~---- --Im.F!t}~/.J"~--'::::__-'-1-

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(D'après LAFFORGUE. 1977)

FIG. - 22;"

ANALYSE DU RUISSELLEr...1ENT ET DE LJNFILTRATION

........~

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Z"1...Z

B) !~~~~~!~~_~!~!~~_gê_r~!êêê~~ê~ê~~,

seulement tr

•

. r j . td'humidité· 1: Pu t~, ou ~ Puk. , ou 1: Pu e- J r, ou

- 92 -

La valeur de-AfB correspond à celle de 6i . pour laquelle la

pluie d'imibibition serait théoriquement nulle. Mais en pratique.Pi ne peut jamais être égale à zéro; le dispositif est. en effet.tel que m~me pour des surfaces rigoureusement imperméables. ilexiste un temps de latence d'environ 15 secondes av~nt que l'en­registrement du ruissellement commence.

Le fait que le déficit de saturation puisse devenir négatifpeut être attribué à ce court délai. mais également à une sous­évaluation de la porosité du profil humecté. Nous remarqueronscependant que les valeurs de-A/B sont faibles et que les erreurs

expérimentales qui portent sur les porosités et sur les humiditéssont donc limitées.

Signalons que divers auteurs (FEOOOROFF. 1965; SLACK. 1980)préconisent l'emploi de l'humidité de capacité au champ au lieude la porosité comme valeur d'humidité à saturation. Par ailleurs.la plupart des hydrologues utilisent des indices d'humidité.qu'ils appliquen~ à différentes échelles (du m2 • à plusieurs km 2 ).Ils font généralement intervenir le temps de ressuyage (t r ) pré­cédant la pluie. et la hauteur cumulée des pluies précédentes :(~Pu)

Indice

Ces indices empiriques (j est déterminé a priori. ou expéri­mentalement. et varie suivant les sols. les bassins versants etc.•• ) ont été largement utilisés (OUBREUIL. 1967; RICHARDSON. BARIDet SMERDON. 1969: LAFFORGUE et NAAH. 1976; RASCLE. 1980: CASENAVE.1981. etc ... ). Ils présentent l'avantage d'être souvent remarqua­blement opérationnels. et ils sont donc très utiles lorsque l'hu­midité des sols ne peut pas être définie correctement.

- 93 -

La plui~ d'imbibition dépend donc non s~ulement du d&ficitde saturation mais également de l'intensité de la pluie. En ou­tre. Pi ne peut être défini que pour 4 > K (e).

L'intensité de pluie limite (le) : (LAFFORGUE. 1977). encoreappelée capacité maxima d'absorption (FEODOROFF. 1965). est doncégale à la conductivité hydraulique du modèle de GREEN et AMPT(1911).

Pour les dernières pluies simulées. lorsque le profil estproche de la saturation cette valeur Il peut donc être assimiléeà la conductivité hydraulique saturée. Elle peut ~tre déterminéegraphiquement. très facilement. comme nous le verrons plus loin(Fig. N°25).

~) ~~ê~!~~~ê_~~e~r!~ê~~~~~'

Nous avons reporté sur le tableau N°12. les hauteurs de pluiesd'imbibition:

. ParceLLes natureLLes ParceLLes Labour~es

ALLuvions Reg. ALLuvions Reg.

,0 de pLuie ArgiLeuses SabLeuses ArgiLeuses SabLeuses

, 2,7 7,9 4,2 25,0 25,1 23,1

2 2,3 3,2 2,3 4,7 4,1 12,2

4 0,5 1,6 1,0 0,5 3,5 3,9

6 0,9 2,1 2,0 1,8 2,3 5,5

8 0,5 1,1 0,8 0,5 1,6 3,0

L'état hydrique du sol ne suffit pas à déterminer totalementla valeur des pluies d'imbibition: il est en effet nécessaireque l'intensité d'averse dépasse un certain seuil pour que leruissellement apparaisse; en dessous de cette limite. l'infiltra­tion reste égale à l'intensité de la pluie. quel que soit le de­gré de saturation du 501. Cette règle empirique '(FEOOOROFF. 1965;LAFFORGUE. 1977; HACHUM et ALFARD. 1977; COLLINET et LAFFORGUE.1979; COLLINET et VALENTIN. 1979) est conforme aux différentsmodèles qui reposent sur les relations de GREEN et AMPT (1911)(MOREL-SEYTOUX. 1975; KUTILEK. 1980; etc ••• l. L'équation (4) peut,en effet s'écrire:

K (e) 'i'f Id

Pi" I-K(e)

....

TABLEAU n012:Hauteurs des pLuies d'imbibition(mm) des cinqaverses a 6~ mm/ho

Notons qu'après cinq mois ,de sécheresse. et sous une premiè­re pluie de 60 mm/h (ce qui n'est pas exceptionnel sous ce climat) i

le ruissellement commence à se manifester après des durées d'imbi­bition (ti) très faibles: (ti = Pi/I) pour le sol sur alluvionssableuses. considéré ,comme très perméable lors de la reconnais­sance pédologique (PIAS. 1979). et d'après les mesures PIOGER.selon lesquelles un écoulement superficiel ne peut jamais appa­ra1tre sur un tel 501 (Tabl. N~6). le ruissellement commence àêtre enregistré après moins de huit minutes d'averse.

où K (a) : conductivité hydraulique à l'humidité a

71:' 71:'

fI6.23: EXEMPLE D"lVOLUTlDN DES INlENSIHS D1NflLTRATION

'UCILU LAUU.1I

"IS a.p.s.

- ::1#-+ -

Pour les trois sols naturels étudiés. les valeurs de Pi aucours des séquences pluvieuses suivantes sont comparables: l'in­filtration commence à diminuer après moins de deux minutes. Ilne s'agit pas de l'effet d'une mouillabilité moindre des solssecs puisque l'infiltration n'augmente pas après cette phase.

L'uniformité de ces rêsultatsne peut pas s'interpréter enfonction des caractères pédologiques. puisque ces trois sols sonttrès différents. ni à partir d'états hydriques semblables (leslames infiltrées cumulées diffèrent largement). mais par la~­sence en surface d'O.P.S., dont les conductivités hydrauliquessont très basses dans les trois cas.

Un autre phénomène mérite enfin d'être signalé: alors quela composition des matériaux superficiels différe pour les troissols. les pluies d'imbibition sont élevées et sensibleMent égales,lorsque 1 'horizon superficiel est sec et labouré dans des condi­tions standard.

Lorsque les sols sont plus humides. la présence ou non d'O.P.S. en surface détermine des valeurs de Pi plus ou moins élevées(6 fois plus importante pour la parcelle sans O.P.S. sur reg. quepour la parcelle sur alluvions argileuses).

Ces différents résultats nous mo~trent donc que pendant lapremière phase da la pluie. ce sont davantage les caractères desurface que ceux du profil pédologique. qui interviennent sur lerégime d'infiltration. Il apparatt également que c'est plus l'or­ganisation des constituants (notamment la structure et la porosi­té). gui dé te rm i ne n t 1a dur ê e de 1a plu i e d 1 i mbi bit ion 1 9ue 1eu r. _~.

Nous examinerons par la suite certainesconséquence5agronomi­ques liées à ces conclusions.

ri11,

1,-

~ ,. _.." _ _ _.__.._.__.

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1j

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1 1 1 1 • 1 1 •

23456 7 8 9 WTlMU (minutee'

IUISSHUMENT

lIirlLT lA TlU

1~

b) ~~~_lD~~D~1~~~_~~iDfl1~r~~iQD_~_r~giœ~_~QD~~~D~'

Quel que soit le déficit de saturation du sol. il existe unedurée de pluie (tm) pour laquelle l'intensité d'infiltration de­vient constante (Fig. N°22 et 23). Pour des parcalles de grandetaille. il est intéressant d'étudier la phase qui s'étend entrel'apparition du ruissellement et la stabilisation de l'infiltra­tion. De nombreux modèles empiriques rendent compte de cette di­minution de l'infiltration en fonction du temps·: citons celuide HORTON (1940) très souvent utilisé (SKAGGS et al •• 1969),BAUER. 19741 GIFFORO. 19761 COLLIS-GEORGE. 19771 LAFFORGUE. 1977)1

F(t) • Fn

+ (Fo

- Fn

) e- J t

• 00 F est l'intensité d'infiltration à régime constant.et F le caSacité d'absorption .eu temps zéro. -,o .

El DE RUISSELLEMENT AU COURS DU TEMPS

(SITE SUI RED. 3' PLUIE ilE' LA 2' SEQUENCE). . .Celui de KOSTIAKOV (1942) ~st également employ4 (JOBBLING

et TURNER. 19671 OHMES et MANGES. 1977) 1

F(t) • A t- L t

SWARTZENPRUBER et HILLEL (197S) ont aussi proposé

F(tl • F .+ B t- Cn

Oans tou~ l~s cas. il s'agit de relations empiriques. 00188 différent'i1S constantes (A,.B. C. J et L) s~t déterminée.exp 'rimentale.nent.

- 96 - - 97 .

Pour dos parcelles courtes, et des séquênces pluvieusesrapprochées, le régime permanent Fn est rapidement atteint (Fig.N°23J, et ce sont ces variations que nous avons ~tudiées.

Q) !~f!~~D~~_g~_g~f~9!~_g!_~~~~r~!~gD'

D'après les relations ùe CREfN et AMPT (1911) Fn dépend li­néairement du déficit de saturation (Equation (SJ). La figuroN°24 confirme ce type de relation. Elle permet. de plus. d'éva­luer graphiquEment -mais la précision est meilleurecn établis­sant les régr~ssions linéaires- les valeurs de F n A '~aturatlon,c'est-~-dire Jes conductivités hydrauliques saturées.

FI&.24: ,EFFET OU OtFICIT OE SATURATION SUR LlNTENSITE

D1NFILTRATION A REGIME CONSTANT (INUIISITf DIVERSE: '>0 mm/h 1

Con.iuctivit~ hydraulique satur~e déterminée d partir des.rel'ltions de GREEN et AMPT (1911)

Conductivité hydraulique 9atur~e d~termin~8 e~piriquement dpareiz: de la relation Fn=:r:l L> l + 3:2 ,r ;Cl fit 3:2 ;oonstantBse:r:p ~2'"z.mentales)

Ks1

Ks2

Le tableilu N°13 montre, en effet,·que cette méthode permetune approxima1.ion convenable.

BI !~f!~~D~~_9~_~:!D~~D~!~~_g~_g~~!~·

Los travaux portant sur l'influence de l'intensité der. pluiessur les intensités d'infiltration A régime constant sont très peunombreux. Quelques auteurs (NAssIF et WILSON, 19751 BOUMA. ORE KERet WD5TEN, 1976) ont montré cependant que F n est une fonctioncroissante de l'intensité d'averse. Mais RUBIN (1969) a remarquéqu'il n'Axiste pas de règle générale.

Nos résultats montrent, que si la relation peut Atr~ linéaireot croissante dans la plupart des cas, les pentes da ceB d~oites

varient largement e~ peuvent mOme devenir nulles. Dans ca derniercas, Fn est indépendant de 1 (Fig. ~:2SJ.

\

LAFFORGUE (1977) proposa une interprétation de ce type dorésultats 1 si l'oncon~ldère, ·conformément aux'lois da physique,que l'Infiltration en chaque point dépend du déficit de saturationet est Indép&ndante de l'intensité de pluie, Fn doit rester cons-

TABLEAU n013 : ComparaisQn de deu:r: méthodes de d~termination desconductivit~s hydrauliques satur~es•

Parc"lles naturelles Par,ee l I.e a labourJes

JI lluvions Reg Alluvions Reg

Argileulles Sableuses Al'gi leusea Sableuses

Ks1 1,3 14,5 ? 5,4 22,1 6,6

Ks2 1,4 13,3 4,1 P,2 22,9 4,1

. r

.;

LE&ENDE

F'AlCELUSUTURIllIS UIDDIIII ,

1 2'

AIl .. @SAI ~. @

IEG 0 0

AlGI

Alla

SAI aSAI 1

0.500.40

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lE Ga(lUI UI.I

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DEflm Il UTUUTlON AI (% VOlUII'OUII

0,200.10

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40

30

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30 40 10 eo 70 Ba .0 tlIO lin 12a 130 140

10

10

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f(i

J,

1,!

1~

ttfr.~

parcelle à surface hétérogane

1> 1l . Fn.. A 1 + B. 00 A et B sont des constantes empi-

riques.

parcelle 11 surface homogane

1> 1l . Fn.. 1l

- 99 -

La conductivité hydraulique saturée d'une parcelle dépenddonc, non seulement de 1 'hétèrogènélte des horlzons sous-Jacen~~.mais également de 1 'hétérogénéité de sa surface'

Les relat~ons sont alors les suivantea

tonte et égale ~ Ks lorsque I~Ks. Mais. sur une surface hétéro­gène (comme une parcelle COuv'B'te de cailloux: REG •• ou portantquelques dépres3ions tapissées de sables: ARG.1. ou bien uneparcelle labourée). les valeurs de Ks varient d'un point) unautre. Lorsque l'intensité d'averse augmente. le nombre de pointspour lesquels 1> Ks croit également (Fig. N°25). et par consé­quent la fonction Fn = f (1) est monotone croissante (assimila­ble à une droite) jusqu'à la valeur de J pour laquelle I>K s entout point. L'intensité d'infiltration reste alors constante etégale è la conductivité hydraulique du point (ou de la zone).dont l'infiltrabilité est la plus élevée. C'est donc le degréd'hétérogénéité de la parcelle qui détermine le type de relationFn "f{I).

Ce modèle a été vérifié sur le terrain dans des zonesclima­tiques aussi variées que la COTE a'IVOIRE. la HAUTE-VOLTA. et leNIGER. (COLLINET et VALENTIN. 1979, 1980).

,utin' ""JlIU

'IUIUI ••nIUU

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'&fUILI 1..lIml

25 ,- SIlI SUI AllUVIONS SULEUSIS

."'1111111 1I1U":I ,uallan

251· SITE SU AllUVIONS ARGIlEUSES

Il'''''11' 1I1al.C1 '"mall

50 la 70 .0 00 tao lia 120 t30 t40ta 20 30 40

10 20

30

40

70

10

10

10

fil, ZS: EFrIT DI LlRHNSIT[ DU PLUIU n DI rHlTUOGUElTI DI SURraCI

SUR rlNTUSITE D"lNFlLTRATION EN CONDITIONS TRU HUMIOIS

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Or. nous avons vu que l'~ntensité limite de ruissellement.le • peut être assimilée au Ks calculé à partir des relations deGREEN et AMPT (1911). Le tableau N°14 montre que cette méthodegraphique fournit une approximation convenable des valeurs deconductivité hYdraulique saturée (poue le site sur Rog. nous pré­sentons les vuleurs Je de la deuxième séquence pluvieuse. afinde les comparer à celles de KS).

Il est p~r conséquent facile d'en déduire graphiquement Il(ou par régre~sion linéaire! : dans le cas d'une 6urfaca hétéro­gène: 1 _ E (intersection de la droite Fn .. f (1) avec la

l - T=1ïdroite Fn .. 1), pour une surface homogèn&. Il peut être déterminéè partir de lb moyenne des valeur Fn obtenues) (Fig. N°25).

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'''l'U' U"I.ul

U C. SITE SUI III

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--100 - + - 101 -

TABLEAU n 014: Comparaison des vaLeurs des conductivitéu. hydrauLiq~saturées d partir des reLations de GREEN ~t AMPT(19~Ks.et des vaLeurs empiriques, d'intensité Umit.e de i

ruisseLLement IL' ~

1!

ParceLLes natureLLes ParceLLes Labourées

Anuvions Reg ALLuvions Reg._.. - .- - .Argi Leuses SabLeuses ArgiLeuses SabLeuses

j( 1.3 14.5 7.1 5.4 22.1 12.6s

Ir. 1.9 17.9 8.9 6.9 19.6 11.3

Deuxximationsturées.

2 - LES LAMES INFILTREES. CONSEQUENCES AGRONOMIQUES.

L'agronome est plus int~ressé par les quantités d'eau infil:trées. susceptibles d'être utilisées par les plantes. que par lesintensités d'infiltration. Sur le tableau N"15. nous avons repor­té. pour cette raison. les différentes valeurs de lames infiltréescumulées à la fin des essais (pour une hauteur totale de pluie .d'environ 150 mm). Nous y avons mentionné également les hauteurscumulées des pluies d'imbibition. ainsi que le pourcentage de lameinfiltrée apporté par la première pluie d'imbibition.

ParceLLes natureLLes Parce.nes Labourées

Anu vions Reg. A LLUl!1:ons !1eg...

ArgiLeuses SabLeuses ArgiLeuses Sab Leuses

W(mm) J 7.2 80.5 38.7 70.7 110.5 104.6

Pi(mm) 9.6 21.0 14.2 34.3 45.7 61.6

III Il 7.3 9.8 10.9 35.4 22.7 22.1(~) .,

l W:Hauteur d'eau infiLtrée.cumuLée depuis Le début des Bssais.

P.:Hauteur·des pLuies d'imbibition cumuLées depuis Le début· d~o~ .essa1.s.

Pi1 / I Il:Pourcentage de Lame infiLtr4e assur4e par La premi~re pLuied'imbibition.

TABLEAU n015:~ames infiLtr4es et pLuiss d'imbibition aumuL4espour L'ensembLe des essais.

1

11,1

t ;., '

1.

r

','.

"

1~

11i

11

111

•

Ces résultats nous amènent à formuler l~s remarque suivan­tes ,

G La modification structurale apportée par le labour a con­sidérablement· accru les quantités d'eau infiltrées.

• Cette augmentation est due en grande partie aux fortes dif­férences que l'on observe pour les pluies d'imibibition entre lestémoins naturels et les parcelles labourées d'un même site.

o Parmi ces pluies d'imbibition, la première est la olus im­portante. puisqu'elle assure à elle seule Id quasi-totalité dugain d'infiltration apporté par le labour. Lors des deux séquencessuivantes. les o.P.S. uniformisent. comme nous l'avons vu (Tabl.N°12). les comportements du témoin et de la parcelle labour~e

Ces différentes remarques conduisent aux deux conclusionssuivantes :

o Les quantités d'eau infiltrées dépendent très large~ent.

en conditio~s naturelles de la durée des pluies d'imbibition. Drces dernières sont étroitement liées au déficit ue saturation(Tabl. N"11). et donc à la durée de ressuyage séparant deux pluies(plus longue en conditions naturelles que pour nos essais). Pourévaluer les quantités d'eau entrées dans un sol. la hauteur despluies totales (pendant une saison des pluies. par exemple).n'ost donc pas la seule donnée à prendre en compte: il est éga­lement nécesseire de conna!tre leur répartition dans le temps.Les indices d'humidités ui tiennent cam te de ce tem s de res­suyage paraissent, a Ol"S, pouvoir dOrnler es résu tilts intéres-.ll.!J..12 •

Le labeur augmente considérablement la hauteur d'eau in­filtrée au COLrs de la première pluie. Pour des climats arides.cette quantitt peut représenter une part très importante da latotalité de l'eau infiltrée au cours d'une saison. L'existenced'une forte p[roslté pr6alable (due au travail cultural). et sonmaintien le plus longtemps possible. sont dans ces conditionsdes objectifs à viser dans la lutte contre l'aridité. Cet effetde la rugositl' sur l'infiltration. connu empiriquement, est en­core peu étud1é (BURWELL. ALLMARAS et AMEMIVA. 1963, BURWELL.SLoNE,(ER et NELSON. 1968; BUf,'WELL et LARSoN. 1969, MONTEITH.1974; FALAVI E,t BoUMA. 1975; oIXoN. 1975. DEXIER. 1977). Son im­portance est 1.elle dans les zones sèches. que oIXON (1SBo) a misau point un a~lpareil de travail du sol ("land Imprinter"). quipermet lors d'un seul passage avant les pluies. non seuleMent debriser les 'or(;anisation3 superficielles indurées. mais en::ore delaisser des enpreint.es perpendiculaires sur des bandes alternées.qui Bugmentent à la 'fois la macrop0I!3ité et la micro-rugosité.

Ce type (le technique de scarifiage utilis~ en Arizona. pa­ra!t séduisant dans la mesure où il est moins coOteux que lestravaux de terrassement généralement proposés dans cette zoneclimatique (JACoDSEN. 1968, NAHAL. 1975; BARBER. THOMAS et ~ooRE.

1980),et que les méthodes des couvertures végétales (WISCHMEIERàt SMITH. 1960, MANNERING et MEYER. 1963; RooSE. 1974; VALENTINet RooSE. 198C) sont.impoGsibles è mettre en oe~vre sous de telsclimats.

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3 - LE RUISSELLEMENT. CONSEQUENCES HYDROLOGIQUES.

a) b~~_l~T~~_r~i~~~l~~~.111'1$ IUISllLlIl ~U.UlIlS 1- J

La figure N°26 illustre l'évalution des lames ruisselées cu­mulées au cours des trois séquences pluvieuses. Les incurvationsdes courbes vers le bas. qui apparaissent pour les sols 1'abouréssont provoquées par les pluies d'imbibition.

Cl N.. w • .. • ... • • ô = ;_ lof00 0 0 Q 00 0000. ., ,,' .. ..

b) b~~_~~~~~~i2~~_~~Q~rflfl~11~~.

Nous avons reporté sur le tableau nO 16, les rapports deslames ruisselées cumulées aux hauteurs de pluies cumulées (tLi/rPu)

A la fin d'une pluie. le ruiseellement ne cesse pas immédia­tement (Fig. N°22-23) : une lame d'eau continue à s'6couler pen­dal,t un certain temps (moins de trois minutes lors de ces essais).

Il est à noter que le eol sur sable, considéré avant les me­sures comme perméable, ne, l'est en fait que feiblement puisque,près de la moitié de l'eau qu'il a reçu lors de cee eesais. s'estécoulée en surface.

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Rapport des lames ruissellJes cumul,§es auxhauteurs de pluies cumul,§es(~).

2'ABLEAU n016

Lorsque l'on compare les courbes d'un m~me site. il est pos­sible d'évaluer les vitesses de reconstitution des O.P.S. sur 19parcolle labourée: pour les deux sols alluviaux. les courbes dutémoin et de la parcelle labourée deviennent on effet parallèlesà partir d'une certaine hauteur de pluie cumulée (environ 35 mmpour le sol sur alluvions sableuses. et 65 mm pour la parcellesur alluvions argileuses). Sur reg. le comportement de la parcel=le labourée ne se rapproche pas. par contre. m5me à la fin desessais. de celui du témoin naturel. L'absence de reconstitutiond'une D.P.S. continue est la cause des faibles ruissellementsenregistrés sur cette parcelle.

Parcelles naturelles Parcelles labour,§es

Alluvions Reg. Alluvions Reg.

Argileuses Sableuses Argileuses Sableuses

.l:L /l..p78,9 49,2 77,4 55,1 3 e,1 30,1r u

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- 104 -

Les Quantités ainsi recueillies sont très faibles et ne mérite­raient guère d'attention si nous ne pouvions en déduire la hau­teur d'eau de la lame qui ruisselle sur la parcelle. En effet.si nous supposons que la vitesse de ruissellem~nt en surface estsuffisamment élevée. il est possible d'assimiler cette quantitéd'eau ~ celle en mouvement lorsque la pluie cesse. Cette hauteurs'appeile la détention superficielle: Os. Elle dépend d'un cer­tain nombre de facteurs 1 inclInaison et longueur de pente. rugo­sité. etc •••

Pendant un temps dt, nous supposons qu'un volume p~rallélé­pipédique de largeur 1, égale à celle de la parcelle, de lon­gueur dl et de hauteur h (-OS) parvient au canal d'écoulement.Ce volume est égal à celui enregistré par le.limnigraphe pen­dant le même temps dt :

Rx dt - ~ X Os X dl

- 105 -

Ces rAsultats concordent avec ceux de LAFFORGUE et NAAH (1~­

76). Qui ont. par des mesures directes. obtBnu des vitess8s deruissellement de 15 ~ 20 cmls sur des parcelles de 10 m de long.MORGAN (1979) signale également que la vitesse du ruissellementlaminaire s'e<prime généralement en cm/s (alors que le ruissel­lement linéaire. en ravines. est mesuré en dam/s). Les valeurssont égalemen~ du même ordre que celles obtenues par SAVAT (1977).

Nous remsrquerons que la pente ne semble pas avoir d'effet.tant sur les Jaleurs des vitesses (Tabl. N°17). Que sur cellesdu ruis6ellem3nt. CASE NAVE et GUI GUEN (1977) avaient déj~ consta­té qu'~ cette échelle de mesure la pente ne semble pas intervenir.Mais son inflJence n'est pas nette non plus pour des parcellesplus grandes: MIHARA (1951). MOLOENHAUER et KEMPER (1969). etROOSE (1976a) ont en effet signalé que le rui6sellement pouvaitdiminuer lors~ue la pente augmente ou reste constant (YAIR etKLEIN. 1973).

~

Ces vitesses. comme nous le verrons. ont une importance quantau tri granulométrique des matériaux entratnés. Nous avons repor­té. pour chaque parcelle. les valeurs minimales et maximales de ,­ces vitesses moyennes en fin de pluie (Tabl. N°17).

La vitesse moyenne du ruissellement ainsi calculée est

d'où'dl Rxct - T'i"Ds

dl Ry

Gf"Jio"; avec dlor

en cmls, Rx en mm/h et Os en mm..i

c) Y~ili~~~iQ1_~~_f~~_~Q~~~~~_~~_~~~rQlQgi~_~_1~_~rQQl~~ç_~~~f~Qllç·

L'une des taches majeuros des hydrolOGues est de prévDirl'écoulemAnt je bassins versants ~ différentes échelles. Ils uti­lisent. le plJS souvent pour cel~. des modèles empiriques plus oumoins fol'l"ctiolnels (RDDIER et. AUVRAY. 1965, GIRARD 1975, RDDIER. 1975 •CAMUS et al.. 1976, GIRARD. 1980 ... ). Les auteurs américains ontplutOt recours ~ une équation de ruissellement (KINCAID et SWAN­SDN. 1974, HAJSER et HILER. 1975, GROUIoi et al.. 1977, HANSON.1979, MOSTA GiIMI et r1ITCHELL. 1979 ••• ). Ces méthodes font l'ob-·­jet d'analyses bibliographiques régulières (HICKOK ct OSBORN.19E9, WEEKS et HEBBERT. 1980: etc ... ).

l!c.

j.'

,.:

Parcelles naturelles Pal'celles labour~es

Alluvions Reg. Alluvions Reg •.

ArgiLeuses Sableuses Argileuses Sableuses

/ites3e7inirJale 2,8 2,4 2,7 2,9 3,6 1,8(<Jm!s)

rites8e1Gximale 7,2 8,6 6,4 8,1 4,9 4,8(<Jm!s)

'enteloyennB 2,6 1,7 9,4 2,5 1,4 7,5

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TABLEAU nO 17 VitB8sB8 dB rui88~llement(cmls} Bt pente8 desparcelle8.

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Certains 6utRur~ essaient de travailler ~ des échelles plusgrande6 que 13 bassin versant. c'est-~-dire au niveau d'une topo­séquance (CHI~NG et PETERSEN. 19701 FREESE. 1980, SHARMA. GANDERet HUNT. 198), etc .•. ). Mais le passage d'une échelle ~ l'autrepose toujours un problème délicat (ALLIS. 1962. AMERMAM et McGUINNESS. 1967).

Ouelques auteurs (GIRARD et RODIER. 1979) espèrent cepenrlantpouvoir utiliser les données recue111ies ~ l'échelle da petitesparcelles. Cos' données seraient 1nsérées ddns des modèles prenanten compte divurs caractères des unités physiographique'; d'un bas­sin versant (SIRARO. MORIN et CHARBONNEAU. 1972, GIRARD. 1975).Ainsi. les résultats obtenus par CASENAVE (1981) sont prometteurs:les mesures. réalisées à l'aide d'un infiltromètre ~ aspersionsur des sites amont. aval et de mi-pente de six petit6 bassinsforestiers (sud de la COTE D'IVOIRE) ont perm1s en effet d'établirdes relations 8mpiri~ues. qui permettent elles mêmes de prévoir.avec une précision acceptable. le co~ffic1ent de ruissallament dela' crue décennale de ces petit~ bassins versant~. O'sutre6 tenta­tives du mAme type sont en cours de rêa11sation "en zon9 aah61ien­ne, dan. le Nord de la HAUTE-VOLTA.

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- 106 -

le) EVAPORATION.I

Après avoir abordé lBS problèmBs d'infiltration liés aux O.P.S., nous BnvisagBrons maintBnant lB r6lB dB cBllas-ci dans l'é­vaporation, Bn utilisant dBs mesures qui ont surtout porté su~aparcelle naturelle du site sableux.

1 - L'HUMIOIMETRE A CHOCS THERMIQUES.

Ne disposant pas de sonde neutronique à AGADEZ, nous avonsutilisé un dispositif de mesure de l'humidité des 501s mis aupoint à l'ORSTOMlPOUYAUO et CHARTIER, 1971, POUYAUD. 1975). etréremment mis en oeuvre sur le terrain (POuYAUD. CHEVALLIER etVALENTIN. 1980). Cette méthode de mesure se fonde sur la rela­tion qu'entretiennent la capacité thermique d'un matériau et son'humidité, en schématisant, le principe est le suivant: une pannede fer à soudAr reçoit une intensité électrique pendant un tempscourt ("choc thermique"), l'élévation de température du sol, quiBn résulte, est mesurée à l'aide d'un thermocouple situé à 1,5cmde la résistance.

En pratique, la résistance et le thermocouple se présententsous la forme d'une broche reliée par un cable à un bottier deIBcture, dont l'alimentation électrique peut-être assurée par labatterie d'une automobile (Photo. N°64 et 65).

Cet humidimêtre a chocs thermiques présente un certain nom­bre d'avantages:

o Les mesures d'humidité à l'aide d'une sonde neutroniqueposent des problèmes pour les dix premiers centimètrBs du sol,qui nous intéressent ici plus particulièremsnt. VAN BAVEL. HOOOet UNDERWOOO (1954) furent lBS prBmiers à attirerl'attention surle fait que le rayon de la sphère d'influence de la source radio­activs est dans ce cas supérieur à la profondeur de mesures :l'humidité de la partie supBrficiolle du sol SB trouve alors sys­tématiquBmBnt sous-estiméB. Le dispositif de DANFORS (19G9). adap­té à ce type dB mesures ne par~it pas avoir été adopté par d'au­trBs auteurs. GRANT (1975) puis KARSTEN et VAN DER VYVER (1979)ont proposé pour leur part dBS systèmes de corrections. qui nesBmblBnt pas être d'un usagB facilB. Alors que la plupart desauteurs utilisent un réflBctBur en fibrBs dB verre ou en p0lyé­thylène posé sur la surfacB. qui est sBnsé améliorer les préci­sions dBs mesurBS, HANNA et SIAM (1980) signalent que ce procédéest moins efficace qu'une t6lB Bn aluminium. Malgré tOUtBS cesaméliorations, l'utilisation dBs donnéBs recueillies à la sondenButronique sur les dix premiers centimètres pose toujours un pro­blème délicat. La mise en oeuvrB de sondas à chocs thermiquesn'entraine pas de tBlles rBstrictions. Il BSt B~ Bffet possibled'BnfoncBr lBS broches à proximité immédiate de la Gurface sansque la précision de mesures en soit altérée. Ce dispositif sem­ble donc particulièrement intéressant pour les mesures d'humiditéau sein des horizons superficiels cultivés.

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- 107 -

p Alors q~e les mesures neutroniques EO~t "aveugle~" et nepeuvent être interprétées qu'après avoir enlevé lB tuba dB sonde,il est possible d'enfoncer les broches dans des zones particuliè­reMent intéressantes: par exemple de part et d'autrB d'unB dis­continuité agrologique (semelle de labour, BtC ••• ), et de lBSlaissBr tndéfiniment en place. Les caractéristiques p6dologiquBsdBs points dB mBsures pBuvent êtrB ainsi dAfiniBs avec précisionl'humidité Bst Bn effet déterminée sur la distance séparant lesbroches (1.5 cm) et non sur la sphère d'influence d'une sourceradioactive (pour une sonde solo, le rayon varie de 10 à 24 cmselon l'état hydrique du soij.

o Enfin, un autre avantagB du dispositif à chocs thermiquesest son faible coat, qui ne représente en effet que le tiers decelui d'une sonde neutronique.

Mais il convient d'indiquer également quelques inconvéniEnts:

• Les mesures sont nettement plus lentes qU'à la sonde neu­tronique, puisqu'au minimum cinq minutes sont nécessairBs pourchaque profondeur.

p La précision serait inférieure à cellB de la méthodB neu­tronique. Cet inconvénient peut être en partie corrigé par unnombre plus ~rand de répétitions dans le temps, mais la durée'des mBsures se trouve alors allongée.

o L'ouverture d'une fosse est nécessaire pour l'implantationdes broches, il Bn résulte une discontinuité latérale. qui peutapporter des modifications importantes de régime hydrique.

P L'enfoncement des broçnss peut s'avérer délicat dans dessols caillouteux ou cohérents. Mais ce problème Se posu égalementlors de l'implantation des tubes de sonde neutronique.

Les mesures réalisées avec l'humidimètre à chocs thermiquesont porté sur l'anneau dB gardB de la parcelle naturelle du sitesableux (SAB.1). Oes hroches ont été miSB en place à douze pro­fondeurs différentes: 3. 10. 15, 20. 30. 40, 50, 60. 70. 80,100 et 130 cn, et sur deux profils du même sol: l'un recouvertd'une bâche, l'autre découvert.

Deux types d'incidents sont survenus ~u cours des mesures

La partie périphérique de l'anneau de garde. où ont eulieu les mesures, a reçu une quantité d'eau supérieure à,collede la parcelle. En effet. afin de protéger l'infiltromètre duvent et d'obtenir ainsi une inten~ité constante sur la parcelle.des bâches ort été accrochées sur le bati de cet appareil (Photo.N°54-A. 60-A). Une partie de l'eau envoyée par le gicleur a alorsrejailli contre cette bache. augmentant ainsi les quantités reçuespar la zone périphérique de l'anneau de garde. tes qu~ntités d'Bauinfiltrées déterminées ·à partir des humidités du sol de cette zone(110 mm) sont. de ce fait, supérieures à celles infiltrées SOU5la parcelle (80.5 mm).

• Une broche sur quatre est tombée en panne au cours des me­sures. Las humidités correspondantes ont alors été estimées parinterpolatiorl linéaire des résultats des broches sus et sous-ja­centes. Ce t~pe d'incident est provoqué par une mauvaisecétanché­ité des broct.es.

- 106 -

Les mesures ont eu lieu toujours à la mAmeheure (entre,16h'et 19n), le jour e été adopté, pour cette raison. comme unité de"temps pour les graphes.

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EVOLUTION DE LA LAME EVAPOREE CUMULEE

SUR SOL NU

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EVOLUTION DU STOCK HYPRlnJ~ D'UN SOL NUET O'UNSOLCOUVERT

- 109 -

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FIG, 23

. FIG', 27

FIG, 29 : EVOLUTION DU FRONT DE nESSICCATIONET DE L'EVAPORATION JOURNALIEERE D'UN~SOL NU

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....EvoZution du stook hydrique d'un soZ nu et d'unsoZ coUlJe.rt.

TABLEAU n018

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2 - EVOLUTION DU STOCK HYDRIQUE D'UN SOL NU ET D'UN SOL COUVERT. r

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Treize séries de mesures ont été réalisées au cours du tempspendant les 27 jours qui ont suivi la dernière pluie.

Après étalonnage des différentes broches à partir de troisséries de mesures d'humidité pondérale, et en tenant compte desdensités apparentes des différents horizons pédologiques, nousavons calculé le stock hydrique des 1~0 premiers centimètres desol.

5 = a - b Zn(t}

S:Stock hydrique en mm

Zn(t}:Zogarithme ntp4rien du temps e~prim4 en heures

000: Significatif d 0.1~

L'étude de la redistribution de l'eau au sein du profil dé­borderait largement le cadre du travail déterminé au départ. Eneffet. l'interprétation des résultats que l'on obtient pour cha­que niveau de mesures demanderait pour être plus précise, la con­naissance des potentiels correspondants. (VAN BAVEL et al., 1966a et b, GARDNER, 1970, HILLEL, 1974 b, ROYER et VACHAUO, 1974,BESSE, VAN DER PLOEG et RICHTER. 1977, WEATHERLY et OANE, 1979,HARTMAN. VERPLANCKE et DE BOOOT. 19601 VACHAUO, VAUCLIN et COLOM-,BANI. 1961, ••• J. Ne'disposant pas de tensiomètres lors de cesessais. nous n'aborderons donc pas les problèmes liés à la dy­namique de l'eau en milieu non saturé.

Le stock hydriuqe calculé sur 130 cm de sol était avant les'pluies; de 23.6 mm. Ses variations après la dernière séquencepluvieuse. pour le sol nu et pour le sol couvert,ont été reportéssur la figure N°27. Elles ont été ajustées sur deux fonctions 10·garithmiques en fonction du temps 1 (Tabl, N°16J

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- 110 -

Cette zone de l'anneau de garde ayant reçue une plus grandequantité d'eau que la parcelle. la profondeur du front d'humec­tation a dépassé 130 cm, L'évolution du stock hydrique ne résultedonc pas seulement des pertes dues à l'évaporation. mais égale­ment de celle qu'entralne le drainage (vertical ~u latéral).

Si l'on suppose:

1) que les pertes par évaporation sont tràs réduites sousune bâche, ce qui est conforme aux hypothèses habituellesde détermination de la capacité au champ (AUDRY et al.,1973, LIBARDI et al., 1960, etc ••• ), et

2) que les conditions de drainage (vertical et latérBl)sont identiques pour les deux sols.

la différence· de stockj n'est due qu'à l'évaporation sur sol nu.

Ainsi, les écarts entre les deux courbes (Fig. N°27) corres­pondent à la lame évaporée cumulée (Fig. 26). Il est possible parconséquent d'en déduire l'évolution de l'évaporation quotidienne:forte au cours des premières vingt-quatre heures (6,6 mm), ellediminue très rapidement pour atteindre un niveau très faible aprèsquelques jours.

Evaluées à partir des déficits de saturation avant chaqueséquence pluvieuse, les pertes par évaporation. au cours des pre­mières 24 heures. sont du m~me ordre pour les autres parcelles(10.6 mm pour le site sur alluvions argileuses, 7,9 mm pour celuidu reg).

3 - ROLE JOUE PAR LES ETATS DE SURFACE SUR L'EVAPORATION ETLES AUTRES TERMES DU BILAN D'ENERGIE.

a) Les mesures ont été réalisées au cours d'une période oùl'évaporation potentielle e3t élevée (15.5 mm/24h. sur bac clas­se A -moyenne sur 6 ans, HOEPFFNER. LE GOULVEN et OELFIEU. 1960).Mêne en aoOt, mois le plus pluvieux, l'évaporation potentiellequotidienne reste élevée (9,0 mm/24h). En effet. contrairementaux zones semi-arides méditerranéennes, où les pluies survien­nent en période de faible évaporation (hiver). la région d'AGADEZreçoit les précipitations en fin de saison chaude. Suivant lassites, les pertes Dar évaporation après une pluie importante re­présente ainsi de 43% a 68% de l'évaporation p0tcntielle.

Les écarts mesurés pour ces trois types de sols sont à rap­procher de la composition granulométrique de la terre fine. Lessols argileux perdent plus d'eau par évaporation quo les solssableux. Ce résultat concorde avec deux de HADAS et HILLEL (1972)et PERRIER (1973). ...

D'autre part. FEOOOROFF et RAFI (1963) ont mis en éJidencel'existence de trois phases, lors du desséchement d'un sol nu ,

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- 111 -

Au cours de la deuxième phsse. les premiers centim~tres dusol. se dessèchent et l'évaporalion diminue fortement.

Enfin, lorsque l'humidité de la partie superficiellp du solest proche de celle de l'a~ ambiant. l'évaporation pst extrême-ment réduite. .

Sur la f,gure N°29, il est possible de reconnattre ces troisphases 1 la p~emière ne dure qu'un jour, la seconde une semaine.

Nous avons suivi, visuellement. la progression du front dedessiccation: la surface ne se déssèche qu'après un jour et lefront s'abais;e régulièrement ensuite pendant si autres joursjusqu'à se st.3biliser à peu près a 6 cm (Fig. N°29). Il est ain­si possible d~ distinguer facilement ces deux limites sur leterrain. Mais. comme pour l'humidité à la capacité HU champ dé­terminée le plU3 souvent graphiquement. il n'exiEto peso pourl'évolution d3 l'évaporation, de ruptures, ou de seuils, vérite-'bles, en effet los fonctions hyperboliques. exponentielles oulogarithmique; décroissantes présentent toujours un point à par­tir duquel le3 variations diminuent fortement. Mais CH point dé­pend de l'échelle des abscisses et n'apparait pas pour d'autrestypes de repr~sentation de telles fonctions (échelle log. etc •.• ).Il s'agit don~·. comme pour la capacité au champ. de 5euils gmpi­riques qui ne correspondent pas à des discontinuités pt.ysiques.

i Notons quo ROiE (19691 a ég~lement utilisé lB notion de capacitéBU champs comne seuil à partir duquel l'évaporation diminue for­tement (En fOlction de la racine carrée du temps).

bl ~rofondeurs très rèduites du front d'humectation desparcelles natJrelles sur alluvIons argileuses et sur r8g (Tabl.N°6). sont dU3S non seulement aux faibles quantités infiltrées.mais encore aJx pertes import~ntes par évaporatiun entre deux sé­Guances pluvi3uses. La limite entre les agrégats fins pt ceux deplus grande t3ille des horizons superficiels de ces Eols corre~­

pondraient à la profondeur du front d'humectation en saison depluies (BOULEr. 19661. En profondeur, leo; processus pédogénétiquesdoivent être très limités. bJen que CHAUSSIOON et PEDRO (1979Jenvisagent que certains processus chimiques puiSSAnt se réaltserdans des matériaux très secs.

cl L'évaporation réelle au cours des premières vingt-quatreheures est. pour les trois sites, infèrieure a l 'èvaporation po­tentielle (Ep). Contrairement aux essais de FEUOOROFF et RArI(19G3l les différences avec Ep sont assez élevées. Elles peuvent~tre attribuées à la présenc~ d'O.P.S. sur les trois 901s. OOMBYet KOHNKE (19561 ont en effet montré que les O.P.S. réduisent ladiffusion des gaz. ~t donc l'évaporation. pour les bas pF. c'eo;t­à-dire avant leur dessiccation (et avant la deuxième phasel. BRES­LER et KEMPER (1970) ont de plus constaté que des colonnes de solarecouverts d'J.P.S,. constituées lors de pluies simulées, per­daient moins d'eau par évaporation que des colo~nes de sol nonsoumises aux ~luies et dépourvues d'O. P.S.

~ Pendant la première, l'humidité deestsupérleure à la ~apacité au champproche de l'évaporation potentielle.

l'horizon superficiell'évaporation est alors

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- 112 -

d) Lorgqu'unG certaine épaisseur de sol s'est asséchée(ici 6 cm) l'évaporation devient très réduite, Ce phénomôned'"~uto-Drotection·, ou "Duto-mulch" a été analysé et modéliséen détail par PERRIER (1973). Cet auteur considère qu'un des para­mètres pssentiels est la porosité de cette couche superficielle,et il conseille de tasser l'horizon travaillé.

Ce phénomène est bien connu en zone sahélienne, où les. solssableux (souvent peu poreux) sont ceux qui gardent le mieux l'eauinfiltrée. Ainsi, en fin de saison sèche. un sol ferrugineux detype lessivé situé sous un climat particulièrement sec (Désertdu FERLO, au Nord du Sénégal) pe~t conserver 90 mm d'eau, sur uneprofondeur de 200 cm, soit 65% de la pluviométrie de l'hivernageprécédent (VALENTIN, 1981 c),

L'utilisation de mulch organique (résidus végétaux) est éga­lement très efficace contre l'évaporation (BONO et WIlLIS, 1970),mais ne peut pas être envisagé dans la région d'AGAOEZ, faute de'production végétale suffisante.

e) Nous venons de voir que l'évaporation est fortement liéeà la constitution du matériau superficiel. Ces premiers centimè­tres du sol interviennent également sur d'autres paramètres comm~

ceux qui interviennent pour déterminer le régime thermique des .sols (COlLIS-GEORGE, HENIN et KELLY, 1963, RAO, KAIlASA REOUY etDOHI\REY: 1980; etc ••• ).

IDSO et al. (1975) ont ainsi montré, que l'albédo était unefonction linéaire de l'humidité des deux premiers millimètres du­sol, il peut donc être considéré comme un excellent indice du pas­sage au deuxième stade de déssèchement lorsque le flux ascendantne compense plus les pertes par évaporation (RIOU. lAGOUAROE etCHARTIER, 1979). OTTERMAN (1975) puis CHARNEY et al. (1977) con­siaè~ent que des valeurs élevées d'albédo entrainent une diminu-'tion de mouvements convectifs et seraient un des facteurs de sb­cheresse du SAHEL, alors que les résultats de JACKSON et 1050.l19751 tendent à démontrer le contraire.

Cette relation entre l'albédo et l'humidité de surface d'unsol est très importante car elle permet une anlyse spatiale desétats hydriques par la télédétection (GIRARD. 1978).

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les...l.i1~ sur lesquels ont porté les différentes mesuresexpérimentales sont. comme nous l'avons vu lors de leur présen­tation (1ère partiel _représentatifs de la région d'AGADEZ. lafor~ulation des résultats concernant le cycle de l'eau est, enoutre, physique, et donc générale.

Ces deux remarques nous autorisent à proposer des conclusions;qui concernent deux écnelles, régionale (le cuvette d'AGAOEZ).mais aussi zonale (les réai ons subdésertiques situées eu Sud duSAHARA. .

113 -

l - L'ECONOMIE DE L'EAU DANS LA CUVETTE O'AGADEZ,

les essais ont d'abord montré que l'infiltration de l'eau oe~ ne peut p3S assurer l'allmElntation d'une nappe. dans lesconditions climstiques actuelles. la présence d'organisationspelliculaires sJperficielles sur les sols limite en effut consé­dérablement l'ilfiltration, même en amont de la cuvette, oD lesmatériaux sont les plus sableux. Ce rôle joué p~r les premierscentimètres du sol explique pourquoi. à chaque saison pluvieLse.la plaine d'AlA~SES (Fig. 3) fournit un ruisgellement suffisantpour nourrir l'gncien bras du TElOUA, et inonder ainsi les quar­tiers bas de la ville d'AGAOEZ. la construction d'un barrage àla défluencB (Fig. N°3) a diminué le débit de ce bras. mais nel'a pas tari, puisqu'une partie du .ruissellement provient de laplaine elle-mêm3.

les mesures réalisées sous lame d'eau tendent ensuite d mon~

trer que l'infiltration serait pius importante pour les !onesinondées. que p~ur les zones exonoée soumiSES aux pluies. Lesremarques que nJUS avons émises à propos de la m~thode utiliséelimitent cependant 'es conclusions que l'on pourrait en tir8r.

Par ailleurs. l'infiltration dans le lit des koris, si l'onse réfère à nos mesures et aux données bipliographiques (REEDER

A' e t al., 1 9 eOlest t r ès for te, etc' est d' e Il e que dép '101 d. P Cl u rl'essentiel, l'alimentation des nappes de la cuvette, La pr8sencede failles et de fissurations localisées sous-jacentes, situées aucontact entre las roches cristallines et sédimentaires (:,OEPFF­NER, LE GOULVEN ct OELFIEU, 1980) favorise l'infiltration de'l'eau en profondeur. Ceci explique pourquoi sur les.36 millions

. de m3 mesurés à l'entrée de la cutte, seulement 3 millions de m3arrivent à l'exutoire (HOEPFFNER, lE GOULVEN et DELFIEU. 1960).'l'alimentation dei nappes par l'intermâdiaire de failles, mais Hga­.lement suivant le tracé de lits fossiles (signalés par une pros-pection géophysique, ODRBATH, 19791 serait à l'origine da l'opl!i­semant de nombreuses crues, qui survient très fréquemment aumême endrolt (H38PFFNER. OUBEE et PEPIN. 1960),

Enfin. ~vaporation très forte. même en salson des pluies,est responsabl~ d'une partie importante des pertes en eau pluvia­JJL. L'eau de ruissellement en nappe, qui provient des regs. vient&rossir les marea temporaires qui se forment en aval sur les GoIsargileux. Dans les zones, qui restant exondées, l'évaporation estégalement fort élevée après la pluie, alors que l'infiltration yest très limitée, .

Ces différents résultats montrént donc, que sans les apportsdu Kori TElOUA. les nappes de la cuvette d'AGAOEZ ne pourraientpas se recharger, Ils concordent avec ceux de FONTES (communica­tion orale), qui a étudié les teneurs en isotopes naturels dnseaux de ces nappes.

2 - INFILTRATION, RUISSELLEMENT ET EVAPORATION E~ ZONE ARIDE.

Dans des zones climatiques plus arrosées que calle d'AGADEZ.le ruissellement est généralement considér6 comme néfaste ; ilreprésente, en effet, une ponction effectuée sur l'eau. dont au­raient pu disposer les plantes, Sous un climat aride, le problèmo

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- 1 '14 -

BSt tout autrB. En BffBt, si la totalité dB l'Bau pluvi~lB s'in­filtrait sur placB BIIB n'en rBstBrait pas moins insuffisantBpour unB production agricole. Il BSt donc préférablB qUB l'BauruissBllB sur dB grandes surfaces, et qU'BllB SB ConcBntrB ets'accumule Bn cBrtains points privilégiés où elle peut échopperà l'évaporation.

Un tel système hydrologiquB existe naturellement dans'le ré­gion d'AGAoEZ, et c'est lui que permet. sous un climat sub­désertique, l'existence d'unB ville importante entourée de jar­dins mararchBrs. CB systèma SB compose effectivement:

2D'un très grand bassin versant (1 360 km ), qui appartientau massif de l'Arr (à fortBs pBntes et à faible pBrméabi­lité), et joue le rOle d'impluvium.

D'un cours d'eau à régime torrBntiel, qui collecte leseaux du bassin et les transfère rapidement en aval. LespBrtBs par évaporation au cours dB ce transport sont parconséquBnt réduites.

De nappes, qui assurent un stockage des eaux A l'abri del'évaporation, et sont exploitables à l'aidB do puits àexhaurB animalB (profondBur : 15 m.).

CB système naturBl peut êtrB reconstitué artificiBllemBntà d'autrBs échelles: C'BSt ainsi que dans lB désert du NEGUEV,il y e trois millB ans, dBs tBrrasses cultivéBS dB 0,5 à 2 haétaient irriguées grâce à la cDllectB des eaux d'impluviums mon­tagneux et leur stockagB dans des citernB enterréeG. (SHAHAN.EVENARI et TAoMOR, 1970). L'Bau ainsi recuBilliB est d'autantplus abondante que la végétation des impluviums a été préalable­ment supprimée (TAoMoR et SHANAN, 1969). Il BSt à noter que lerapport moyen Bntre la surface de tels bassins versants Bt celledBS champs irrigués (1/20) était sensiblement le m~me qU8 cBluide la région d'AGAoEZ, où la surface du bassin montagnBux estvingt-deux fois supériBure à celle dB ID cuvBttB.

Ces techniquBs d'irrigations sont fréquemment utiliséBS dBnos jours dans les régions arides (MEYERS, 19671 HILLEL Bt BER­LINER, 19741 BOERS Bt BEN-ASHER, 1979, BANERJI et LAL, 1977, oASBt SINGH, 19801 etc ••• ). EllBs peuvBnt être BmployéBs aVBc desimpluviums plus petits. Ainsi, en HautB-Volta, dBs forestiers(BIRoT et GALABERT, 1969, 1970) préconisent pour assurer une ali­mentation suffisantB en eau dBs arbres, de favorisor lB ruissBl­lemBnt sur des bandBs nues Bntrecoupées dB bourrelBts de terrB(ou de taupinières Bn "arr~tBs de poisson"), où lBS arbres sontplantés.

Sans le ruissellement en zone aride, largBmBnt favoriGé parla présBnce d'organisations pBlliculaires à la surface dBs sols.le nombre dB nappes ou dB marBS pBrmanBntBs. sorait très réduit.Or, ce sont BlIes qui pBuvBnt couvrir lBS bBsoins Bn eaux de bois­son ou d'irrigation de CBS régions. Le ruissellement est donc vi­tal pour ces zones.

Mais le ruissBllement est égalemBnt un facteur important del'érosion, et il paratt nécessaire d'aborder maintenant cettequestion. ~'

- 115 -

III - DETACHABILITE.

~) ERooIBILITE ET oETACHABILITEJ

L'érodibilité du sol répond à une définition précise. Ils'agit en effet de la valeur K, qui intervient dans l'"équationuniverselle dBS pBrtBs Bn terrBs" proposéB par WISHMEIER BtSMITH (1960). K Bst déterminé axpérlmBntalemBnt selon un proto­colB biBn 6tabli sur des parcelles d'érosion, qui ont au moinsdix mètrBs crB long, Bt sont soumisBs aux pluiBS naturelles, etc .••Cette techniquE Bst coûteusB Bt 10nguBl Blle nécessitB Bn effetun dispositif important pour chaque tYPB de 50ls (RooSE. 1976;OSBORN, SIMANSON et RENARD, 19761 AINA, LAL et TAYLOR, 1876. etc• •. ). Elle réclamB Bn outra unB longue série do mBsures. l'érodi­bilité étant urB valBur moyenne interannuelle.

Afin d'obtBnir rapidement des données sur la sensibilité dessols à l'érosiGn, de nombrBUX auteurs ont pensé utiliser les dif­férents tests G'instabilité structurale, comme indice d'érodi~lité (BRYAN, 19761 SAHI, P.l\fWEY Bt SINGH, 1976l de VLEESCHAUWER.LAL Bt de BOoUT, 1978). Ils ont montré, qu'il Bxiste gén8ralementune corrélatio~ satisfaisante entre ces indicBs et les valBurs del'érodibilité 8étetrninées plus classiquBment. Mais pour certainssols. lBS agréfats considérés comme stables à l'eau, d'après Jes

'tests d'instabIlité structurale, ne lB sont pas lorsqu'ils sontsoumis à l'impilct des gouttes de pluiBS (BRYAN, 1968).,

Il appara~t donc préférablB d'avoir recours à d'autrBs tests.dont les conditions SB rapprQchBraiBnt davantage de. celles d'unepluie. L'instabilité structuralB PBUt ainsi êtrB appréciée en lais­sant tombBr de~ gouttBs d'Bau sur un agrégat au moyen d'unB pipette~(VILENSKI. 193ft, Mc CALLA, 1944, PEREIRA. 1956, etc ••• ) ou plus'récBmment par simulation dB pluiBs soit Bn laboratoirB (ROSE. 19611"LYLE Bt SMERoorJ, 1965, MUM Bt al., 1973, van de VELD, de BoooT etGABRIELS, 1974, SINGER, MATSUDER Bt BLACKARO, 1981, BtC ... ). soitsur lB tBrrain (SINGER Bt BLACKARo, 1977, VALENTIN, 1979, IVERSUN.1980, BtC ••• ).

Mais la snnsibilité à l'érosion ainsi évaluéB nA peut pasêtre assimilée à l'érodibilité symbolisé8 par le facteur K : 1"OlnBsi la longueur d8 parcelles est suffisante, la quantité d'eau uti­lisée au cours de simulation de pluiBs nB correspand pas toujoursà la hauteur dll plui!l annuelle et surtout, la fréquence des 3ver­ses Bst généralement éloignée de cellB qui BSt observ~e en condi­tions naturelll3s. Pour des parcelles courtBs (de l'ordrB du mètre).la rigueur intsrdit également l'utilisation dB l'équation de WISCH­MEIER Bt SMITH (1960). Ainsi, pour un sol ferrallitique désaturédB COtB d'Ivoi:B. les valeurs de K, qu l'on obtient par cette mé­thode sont supérieures à cBlles calculées pour dBs pentes plus10nguBs (VALENTIN, 1978). Les m~mes résBrves ont été émises parSINGER. HUNTINi3ToN et SKETCHLEY. (1976). et WIsci~MEIER (1976) aclairemBnt rap~Blé lBS c6nditions d'application dB son équation.

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Pour lever toute ambiguité. nous ne parlerons pas d'"êrodi­bilitê" : terme qui supposerait donc une extrapolation a uneéChelle plus petite (K est exprimé en tonnes/ha/an). mais de"détachabilité". Celle-ci peut ~tre définie comme l'aptituded'un sol à être fractionné en articules susce tibles d'être trans­portées. Cette définition s'applique donc è un ensemb e de carac·téristiQues. Qui intéressent non seulement le rejaillissement,mais é&~lement le transport ultérieur par le rui8~ellement (F~OOO-

ROFF. 1965). Le "rej~illissement- correspond a ce que les au-teurs anglophones dénomment -splash erosion-.

Comme le remarque BRYAN (19691 11 est néanmoins tentant d'u­tiliser des infiltromètres à aspersion. Qui permettent d'obtenirrapidement de nombreux résultats. plutOt que d'installer des par­celles classiques d'érosion. BARKER. MOORE et THOMAS (1979) ontainsi déterminé, par cette méthode (après 3 pluies d'intensitésdifférentes et pour une longueur de pente de 1.40 m), des estima­tions de K Qui semhlent satisfaisantes. De MEESTER. IMESON etJONGERIUS (1977) considèrent également que la simulation de pluieliur petites parcelles peut fournir des données intéressantes con­cernant l'érodibilité des sols.

Nous avons cherché a apprécier Cette détachabilité en étu­diant plus particulièrement 18S ·turbiditês Dt la granulométrie desmatériaux entrainês,

1 - DEFINITIONS ET RESULTATS oBTENUS.

Des prélèvements d'eRu de ruissellement ont été réalisés ré­gulièrement au cours des pluies de 60 et 120 mm/h (da 5 A 10 échan­tillons par averse), A partir d'une dérivation ménagée dans le ca­nal d'écoulement (Fhoto. N° 54 - F - et 62 - L -).

Aprèl floculation des particulel en suspension (obtenue paradjonction de sulfate d'alumine), les sédimen~s contenus dans cha­que bouteille de 30 cm3 ont été pesés a sec après sèchage a l'étuvea 105° C.

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Seuls les résultats Qui correspondsnt au site sur alluvionsargileuses ont été représentés. C'est en effet (Fig. N° 30 A 35)en aval de la cuvette d'AGADEZ, que les turbidités ont été lesplus élevées.

.,Les variations de la turbidité au courl d'une même pluie sont

faiblDs. une foil qua le réli~e constànt du ruilsellement est at­tDint • Au d~but des plu1ee·N- 2. 4~ 6-st O--(F1g. N- 32 A·3S). on

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• Cs 1 turbidité de début de ruissellement, qui constitueun pic.

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TABLEAU n 0 19: Effet du ruissettement d r4gime aonBtant Rz sur~a turbidit4 Cz fCz =a.Rz + b) .

Le nombre de résultats obtenus diffère suivant les par­celles. Pour plusieurs pluies, le ruissellement a été en effettrop faible pour entreprendre des prélèvements sans perturber lesmesures d'infiltration (Exemple 1 parcelle labourée sur regl.

Pour chaque parcelle, le8 variations de Cx en fonction duruissellement Rx s'ajustent sur des droites [Tabl. N·19, Fig.N·36l,

observe cependant des valeurs plus élevées, qui constituent un·pic· de turbidité. Ce phénomène Bst particulièrement marqué surla parcelle labourée du site sur alluvions argileuses. Il ne semanifeste pas, par contre, sur les autres sites.

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FIG. 37: LES DEUX TYPES DE PICS DE TURBIDIT~

L~ repr~se par le ruissellement des sédiments déposésp~r la pluie précédente est le mécanisme majeur.

L~ mobilisation des particules par les différentsphénomènes,qui interv1ennent pendant la pluie d'imbi­bition. est .la composante la plus importante de laforte turbidité de début de pluie.

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Il convient de signaler également. que ces pics apparaissentpour des intenlités de ruissellement nettement plus faibles quepour les Cst. Si la compétence du ruissellement est en effet suf­fisante pour e·,trainer des sédiments déposés par la pluie précé­dente. elle ne l'est pas, par contre. pour des intensités de rui~­

sellement plus faibles. Il est à noter, en outre. que ce type depic désigné par le symbole Csp ne s'observe qu'après des pluiesd'imbibition. jont la durée est très nettement supérieure à celledes autres plules. S'il y a remobilisation des sédimonts. elleest alors assurée par des phénomènes plus complexes que la repri­se du ruissel13ment : ce sont les processus qui interViennentlors de pluies d'imbibition: rejaillissement sur sol nu. humec­tation des agr~gats. etc, ••

Ainsi. les pics des pluies 2-6 et 4-8 (Fig. N°32, 33, 34 et35) bien que d'allure semblable. ne correspondent donc pas auxmêmes phénomènes (Fig. 37)

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Pour trois parcelles: REG 1. ARG. 1 et ARG. 2. et pourles ruissellements très faibles. il existe une valeur mi­nimale de turbidité. qui est égale à b >0 mentionnée autableau N°19. Pour les trois autres parcelles. les eaux dBruisselleMent ne commencent à être chargées que pour unevaleur minimale d'intensité de ruissellement à régimeconstant. égale è - ! >0 (Tabl. N°19).

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- 122 -

Les sites se classent. par ordre de détachabilité croissan­te. de la manière suivante: alluvions argil~uses. sableu­ses et reg (la turbidité est environ 60 fois plus impor­tante pour ARG. 2 que pour REG. 2 lorsque Rx • 25 mm/hl.

Pour les deux sites sur alluvions. le labour a pour effetd'augmenter la sensibilité au détachement et l'influencedU ruissellement sur la turbidité.

2 - L'ANALYSE DES DIFFERENTS TYPES DE TURBIDITES (Cs et Cx),

Reportés graphiquement (Fig. N°36). CeS résultats font appa­raltre des différences importantes de dêtachabilité en~re les dif­f~rents sites et suivant les types de traitement :

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L'interprétation la plus simple de ces pics est l'entra1ne­ment par les eaux de ruissellement des sédiments déposé9 à la finde la pluie précédente. Un tel phénomène se manifeste notammentpour les pluies N'4 et 6 de la parcelle labourée sur alluvionsargileuses. Après un temps d'arrêt court (de 30 minutes), les sé­diments laissés pa~ la forte pluie précédonte sont aisément remo­bilisés par le ruissellement important de la pluie N°4 (Fig. N°34.35 et 37). La valeur du pic de turbidité est alors sensiblementégala à celle de Cx de la pluie N°3. Par contre. Ce phénomènen'apparatt peS lorsque l'intensité da pluie est supérieur à cellede la pluie précédente (Exemple: pluie N'3, Fig. N·34). Ce typode ric. da à la remobilisation de dépOts antérieurs, est désignépar Cst (Fig, N°37).

Cependant cette interprétation ne suffit pas à expliquerl'existence de pic de turbidité pour les pluies N°2 et N°6 (Fig.N°34 et 35). En effet. la pluie. précédente est alors de faibleintensité (30 mm/hl et les sédiments qu'olle laisse en surfacesont peu importants. Oe plus leur remobilisation est plus diffi­c11e. car le temps de ressuyage (25 h) correspond à celui quipermet une dessiccation superficielle.or. DAVID et BEER (1975)ont montré précisément. que la détachabilité des sédimonts est

L'existence de turbidités élevées en début de ruissellement(ici de l'ordre du double des Cx) a déjà été mentionnée par diver~

auteurs (EPSTEIN et GRANT. 1967, VALENTIN. 1978, COLLINET et LAF­FORGUE, 1979, COLLINET et VALENTIN, 1979; VAN den OERGHE et deBOOOT. 1979. etc •• ,) et elle s'observe fréquemment en début docrues sur les bass'ins versants (BLANOFORo. 1980. etc ••• ).

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Tous les modes d'évaluation de l'érodibilité tiennent comptedes teneurs en limons et en sables. Le nomographe, proposé parWISCHMEIER, JOHNSON et CROSS (1971), indique que l'érodibilité Kaugmente avec le pourcentage en particules, dont le diamètro estcompris entre 2 et 100 microns (limons et sables très finsl. etdiminue avec le taux de sable (50-2000 ul. Si l'on se réfère àce type d'évaluation, les turbidités devraient atre fortes etsensiblement égales pour le site sur alluvions argileuses et pourcelui sur reg. Or. nous avons montré (Fig. 36 et Tabl. 19l, queles différences dans ces deux cas étaient très importantes. Unautre facteur intervient donc de façon importa~te.

al Granulométrie des horizons superficiels.

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Si l'on ne tient compte que de la terre fine. les turbidi­tés devraient ôtre élevées sur·le reg. or elles sont faibles.Plusieurs auteurs (SEGINER. MORIN et SACHDRI, 1962/ DUMAS. 1965/EPSTEIN, GRANT et SiRUCHTMEYE, 1966/ MEYER, JOHNSON et FOSTER,1972. RDOSE. 1974. YOUNGS, 1978. BOX. 1981. etc ••• l ont· montréque la teneur en éléments grossiers jouait un rOle considérablesur la résistance d'un sol à l'érosion. Nos résultats de détacha-

Nous avons reporté sur la fisure N°3B, la distribution granu­lométrique des horizons superficiels soumis auxpluies. Les diffé­renciations superficielles naturelles et celles que le labourprovoque, apportent quelques modifications à ce~ shémas. Notam­ment. l'apport en surface d'éléments de l'horizon 5-20 cm rendle matériau superficiel plus sableux pour la parcelle labouréesur reg. que pour le témoin naturel (cf. Fig. 7). Ces caracté­ristiques granulométriques de l'horizon superficiel sont trèsSouvEnt utilisées pour évaluer l'~rodibilité d'un sol (BERTRAND,BARNEYT et ROGERS. 1964. 1966, WISHMEIER et MANNERING. 1969/WISCHEMEIER. JOHNSON et CROSS. 1971. RbMKFNS, ROTH et NELSON,1977. etc ... l. et nous pouvons ainsi tenter une comparaison avecles résultats de détachabilité. en tenant compte des réservesfaites précédemment.

Ces pics de turbidité ne se ~anifestent que pour le sito suralluvions argileuses. EPSTEIN et GRANT (1967) ont également recon­nu que ce phénçmène (de type Cs p ) n'appara1t pas sur les sols sa­bleux. Ils ont montré, de plus. que la valeur d~ ces pics de tur­bidité est cocrélée à la teneur en argile des matériaux testOs.Les pics Csp ne seraient donc pas à rapprocher du rejaillissement,qui affecte peu les matériaux argileux (voir plus loin), mais àla dispersion des coll01des sous l'effet d'une humecta tian rapide(CERNUDA, SMITH et VINCENTE CHANDLER. 1954. HANKS, 1960. etc ••• l.Cette hypothèse concorde avec les descriptions de l'évolution desparcelles au cours des pluies : la limite de liquidité semble trèsvite atteinte à la surface des agrégats dès les premières minutesde la pluie (Photo. N°8 et 22l.

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Cx : turbidité moyenne en régime constl!!nt (g/l).

~) Valeurs limites du ruissellement.------------------------~-------

Les trois parcelles pour lesquelles il n'existe pas de.valeurlimite de ruissellement A la détachabilité sont les plus richesen argile, Cette fraction granulométrique peut en effet être en­trainée par un flux de très faible compétence (HJULSTROM. 1935.Fig. 41). L'existence de seuils de ruissellement pour les autresparcelles seralC à rl!!pprocher de leur forte teneur B", sables.Ces remarques nous amènent à étudier ll!! grl!!nulométrie des ml!!té­ril!!ux entratnés , et les différents processus qui interviennBntlors de la Jétachabilité.

hl!!uteur de ll!! pluie d'imbibition (mm).

intensité de ruissellement en régime perml!!nent (mm/h).

effet sur 'la fonction:

avec n • 7 r 2 • 0,96(significl!!tif à 1\)

et Rx

Pi

les variations de Cx s'ajustent en

1 Cx • 2,18 + 0,32 Rx + 1,43 pil

J) f!l!l_t!l'

Selon la plupart des auteurs (ZINGG, 1940, WISCHMEIER etSMITH, 1960, HUDSON. 1973, MORGAN. 1979, etc ••• ). l'érosion l!!ug­mente avec la pente. Or. dans nos essl!!is. c'est pour les pentesles plus fortes à sl!!voir sur le reg (cf. Tab10 N°17l. que 1'0.1obtient les détachabilités les plus faibles (Tabl. N°19). Lesrègles classiques de l'érosion ne s'appliquent plus en effet.lorsque le sol est partiellement COuvert 1 LAL (T975) a montrél!!insi. que la pente n'avait pas d'influence sur l'érosion d'unsol protégé pl!!r un mulch végétl!!l. tl!!ndis que VAIR et KLEIN(1973) indiquent qu'en climl!!t subdésertique les ~Qrtes en ter­res diminuent l!!vec Il!! pente lorsque le sol est couvert d'élémentegrossiers. .

6) 1.~~PH'

bilité illustrent également le rôle protecteur des c~illoux dureg vis-A-vis du sol (et du paléosol) sous-jacent, puisque avecune granulométrie de terre fine voisine. les turbidités du siteA pavage désertique sont très nettement inférieures à celles quel'on mesure sur alluvions argileuses (Fig. N°36).

Les remarques précédentes permettent d'interpréter pourquoila détachabilité est plus faible pour la pl!!rcelle labourée surreg. que pour le témoin naturel : le labour a accru non seule­ment la teneur en sables comme nous l'avons déjA signalé (Fig.N·7). mais également le pourcentage de recouvrement en élémentsgrossiers (Photo. N°52 et 53). Pour les sols alluviaux. le la­bour apporte en surface des agrégats. dont la détachabilité estnettement plus importante que celle des organisl!!tions pellicu­laires superficielles. La reconstitution d'D,P.S. sur les par­celles labourées s'accompagne d'une légère diminution des turbi­dités. malgré une l!!ugmentation du ruissellement pour les pluiesde 60 mmlh (Fig. 31 et 35).

··lt) LES MATERIAUX EROOES,I

".1 - DISTRIBUTION GRANULOMETRIQUE DES MATERIAUX ENTRAINES.

•L'ensemble des matériaux érodés de chaque parcelle a été

soumis à l'analyse granulométrique classique. Pour le site suralluvions areileuses. ll!! quantité de sédiments récupérés a étésuffisante pour entreprendre, en plus, une étude de ll!! distribu­tion grl!!nulométrique des sables.

cl ~!~!~~_~~!p~!~!~!Q~'

Nous avons vu que les phénomènes qui interviennent l!!U coursde Il!! pluie d'imbibition (rejaillissement. liqu6faction superfi­cielle des agrégats. dispersion de l'argile) pouvaient expliquerl'existence d'un pic de turbidité Csp • Jouent-ils également unrOle pendant la suite du ruissellement 1 Si la mo~ilisation deséléments n'avai lieu que pendant Il!! pluis d'imbibition, laturb1dité devrait suivre une loi d'épuisement. Or. Cx reste sen­siblement constant. ce qui signifie que les particules continuentdonc à être détachées au cours de Il!! pluie. N6anmoins. une partde ll!! turbidité Cx semble déterminée pl!!r la hauteur de la pluied'imbibition. Pour la parcelle 'labourée sur alluvions argileuses.

Cette méthode de terrain ne nous a pas permis, pl!!r contre,d'étudier la taille des agr6gats entra1nés. ni les pertes en ma­tière organique et en éléments fertilisants contenus dans cessédiments. du fait de leur quantité insuffisante. Il ne nous l!!pas ét6 possible, non plus. de procéder à l'analyse chimique desBaux de ruissellement.

Les résultats ont été reportés sous la forme de distributionscumulées (Fig.N38), et de taux de départ par rapport aux teneursinitiales (Fig. N°39). Signalons csux qui nous paraissent les plusimportants .:

• Il existe une détachabilité sélective de l'argile Dour leshorizons labourés. mais pas pour les témoins naturels couvertsd'O.P.S •. L'appauvrissement en argile est d'autant plus marqué,gue la teneur en est falble (Fig. N°39-A).

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les parcellesARG. 1. Fig. N°enrichi l'hori-

Deux classes granulométriques sont donc faiblement détacha­l'argile (0-2 ~) et les sables moyens (80-500 ~l.

1. La désegrégation.

al g9~i!~Œ~~~,_!!gY~!?~~!9~_~t_Q!§e~~~!9~'

2 - ~ COMPOflTEMENT DES OIFFERENTES CLASSES GRANULOMETRIQUESVIS A VIS DES PROCESSUS INTERVENANT LORS DE LA DETACHABILITE.

• Pour toutes les parcelles, l'horizon ~uperficiel subit unenrichissement relatif en limons fins et gro5siers (~ l'oxceptionde la pRrcalle labouréo sur alluvions sableuses, Fig. 39-B. etc. l.

_ 12:1

bles

Les ~ésultats d'analyse grdnulométrique des sables pour lesite sur alluvions argileuses font appara~tre. pour las deux par­celles. un enrichissement relatif en sables três fins (50-80 ~)

et très grossiers (> 500 ~) (fig. N°40l.

• Le départ des sables est surtout marqué surcouvertes de dépOts superficiels grossiers (REG.1.40-0 et E). et la parcelle REG.2, dont le labour azan superficiel en sables (Fig. N°7l.

a) b~~_P!iD~}p~y~_prQ~~~~~~_}D~~rY~D~D~_lQr~_g~_l~_Q~!~~b~~}11!~·

Il convient en premier iieu de passer en revue les différentsprocessus qui pe~vent intervenlr dans la désagrégation et la trans­port

Les phénonànes de désagrégation peuvent evoir plusieurs àri­gtnes :

Les examers morphologiques des agrégats de la parcelle ARG.2en début de plLie ont montré que leur surface s'humectait rapide­ment. On assiste alors è un gonflement provoqué par la présenced'areiles smectitiques (cf. Photo N°6. 9 et 12l, et les premiersmillimàtres surerficiols des agrégats atteignent rapidement lalimite de liqujdité (H • 2.,5%). Cette humectation s'accomp~gna

d'une diminution des l~ens entre les particules (CERNUOA, SMITHet VINCENTECHANOLER, 1954, HARRIS, ALLEN et CHESTERS, 19G6. etc •• l.Ainsi, plus la limite de liquidité est rapidement atteinte plusles sols sont ~ensibles A la formation d'O.P.S. (SEWEL et MOTE.1969). DE PLOE' [1976l propose un indice de sensibilité à l'en­croOtement des sols. qui prend en compte des paramètres obtenusà l'aide du di~positif utilifié pour les déterminations des limi­tes d'ATTERBERC; (appareil de CASAGRANOEl,

Ces deux mécanismes de gonflement et de liquéfaction favori­sent la disperli10n des collo~des. et ceci d'autant plus Que lecomplexe llbsort'ant est riche en sodium (QUIRK. 1978l.

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FIG. n' 39: COMPARAISON--DtLA-COMPOSI t ION GRA1\IOLOMl:'tRtfit1E

DES MATERIAUX ERODES ET DES HORIZONS SUPERFICIELS

T,: TENEUR EN ELEMENTS DE LA CLASSE GRANULOMETRIQUE

DANS LES MATERIAUX ERODES

Ta: TENEUR DANS LES HORIZONS SUPERFICIELS

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6) !~~~f~_~~~_g~~~~~~_~~_~!~!~~.

De très nombreu~ auteurs ont montré cependant. à la suite deHENIN (1936). que les processus précédents ne suffisent pas àrendre compte de la désagrégation. Il est en effet nécessairede faire intervenir la pression de l'air des capillaires. pres­sion. qui crott considérablement au cours de l'humectation (CERNU­DA. SMITH et VINCENTE-CHANOLER. 19541 MONNIER, 19651 FARRES.1960, etc ••• ). Ce phénomène explique pourquoi les agrégats sontmoins résistants à l'eau lorsqu'ils sont secs que lorsqu'ils sonthumides (HANKS, 19601 RDSE. 19611 BDIFFIN et SEBILLOTTE. 1976,etc .•• ). Il est également à rapprocher de l'existence de picsde turbidité (C sp ) en début de pluies lorsque la parcelle estsèche (Fig. N°32, 34 et 37). Rappelons également que lors desessais PIOGER, la désagrégation survient très rapidement sansl'intervention de chocs de gouttes d'eau. Sur la parcelle labou­rée soumise aux pluies, l'üvolution la plus marquante des agré­gats (Photo. N°6 et 22) s'effectue dès le début de la premièrepluie. Ces différentes remarques illustrent l'importance de cephénomène d'éclatement et de fragmentation structurale au coursdes pluies d'imbibition (Photo. N°23 et 24).

Les mécanismes précédents ne seraiént pas les seuls à inter­venir. HUOSON (1957) a montré qu'il suffit de tendre un grillagefin (une moustiquaire) au-dessus d'une parcelle pour réduire de90~ les pertes en terre provoquées par l'érosion. Par ce procédéla taille des gouttes de'pluies et leur vitesse d'impact se trou­vent considérablement diminuées. ELLISON (1944) a ~is en évidencela relation entre l'énergie cinétique des pluies et la désagréga­tion. Ce phénomène s'accompagne d'un rejaillissement de goutte­lettes et de particules. Oe très nombreux auteurs ont, par lasuite. vérifié cet effet des gouttes de pluies (BISAL. 19601 GHA­OIRI et PAYNE, 1977, POESEN et SAVAT. 1961, etc ... ). Selon lesrésultats obtenus par PALMER (1965) l'effet d'impact serait alorsmaximum pour une épaisseur de lame d'eau égale au diamètre moyendes eouttes. Mais GHAOIRI et PAYNE (1977 et 1961), VALENTIN (1976).suivis de POE SEN et SAVAT (1961) ont montré que la détachabilitépar rejaillissement décrott au contraire très rapidement dès l'ap­parition du ruissellement, même pour des détentions superficielleainférieures au diamètre moyen des gouttes. Ce phénomène seraitdonc. lui aussi. très important au cours de la pluie d'imbibitionet en début de ruissellement.

En fait, la distinction entre les trois types de mécanismesqui viennent d'êtro évoqués est délicate car ils apparaissentpresque simultan~men~ en début de pluie. MOSKOVKIN et GAKHOV (1979).puis FARRES l1980) ont montré, notamment, que la pression de l'airdans les capillaires dépend de l'intervalle qui sépare l'impactde deu~ gouttes au même endroi~. Le phénomène d'éclatement estdonc lui aussi lié à l'intensité de la pluie, il augmente l'effetmécanique du choc des gouttes de pluies.

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Mais. comme nous le verrons plus loin. ces procesaus n'inter­viennent pas tous avec la même importance pour lea différentescompositions Iranulométriques des sols.

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FIG. 40: COMPARAISON DES 11

CLASSES GRANULOME TRIQUES1

DE SABLES PRESl:NTES DAN;

LES MAT~RIAUX ËROD~S el'

L:HORIZON SUPERFICIEL 1(SITE SUR ALLUVIDNS ARGILEUSES) i

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50 63 80 100 125 160 200 .250 315 400 500 630 800 1000 1250 1600 2000 :

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IIIZoct 3.00

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OIAMI:TRE OES SABLES (microns)

2. Le transport hydrigue des matériaux.

-1--1. !::...r g il E' (0 - 2 Il).

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b) b~~_r~l~~iQ~~_~~~r~_l~~_~iff~r~~~~~_~l~~~~~_gr~~~lQ~~!rig~~~

~~_1~~r_~Q~2Qr~~~~~! (Tabl. N°2o).

Le rejaillissement n'est que partiellement responsable dutransport des matériaux détachés : la masse des pRrticules déta­chées, qui subissent le rejaillissement suit. en effet. une fonc­tion exponentielle décroissante de la distance au point d'impact(SAVAT et PoESEN. 1981) et les quantités d'eau qui rejaillissentvers l'aval ne constituent que quelques centièmes du ruis~elle­

ment total (ZASLAVSKY et SINAI. 1981).

Le ruissellement intervient sur le transport des particules,mais peu sur leur érosion au sens strict : la vitesse minimalesusceptible d'arracher des particules est de l'ordre de 20 cm/sec.(Fig. 41). Or, elle est rarement atteinte par le ruissellement ennappe (FEoooRDFF.1965J. C'est donc surtout dons les micro-rigolesdes parcelles que ce type de détacha~ilité peut jouer (YOUNG et -~

WIERSMA. 1973J.

C'est donc le ruissellement qui assurQ la majeure partiQ dutransport des matériaux détachés. La plupart des auteurs appli­quent les lois de HJULTRoM (1935) qui relient le diamètre desparticules transportées à la vitesse du courant (Fig. N°41). BRYAN(19761 considère cependant que pour des ruisnellemeilts dont ladétention superficielle est inférieure au diamètre des particules,les vitesses nécessaires à leur transport sont inférieures 3 cel­les qui sont déterminées pour les cours d'eau. DE PLoEY et MOYER­SONS (1975) ont. pour leur part. montré que des éléments grossiers(2 mm 3 2 cm) pouvaient migrer à la surface du sol, sous l'effetsimultané du choc des gouttes de pluies et du ruissellement (mêmesi celui-Ci est faible). Des observations analogues ont été effec­tuées par BRYAN (1968) pour des petits agrégats stables à l'eau.

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La fraction granulom~trique la plus fine est la plus sensibleaux phènom~nes de gonflement et d'éclatement (CERNUOA, SMITHet VINCENTF CHANDLER, 1954; FEOOOROFF, 1965, etc ... ). L'algilefavorise l'instabilité structurale (QUANTIN et COMBEAU, 1962,etc ••. ) mais résiste très bien au phénomène de rejaillissement(BUBENZER et JONES, 1971; GABRIELS et MOLDENHAUER, 1978, etc.),surtout li l'état sec (FEOOOROFF ,1965, MUTCIlLER et LAHSON, 1971,GABRIELS el MOLDENHAUER, 1978). Les pics de turbidité (C sp )'observés s\!r la parcelle labourée ARG.2, sont nonc surtout cons­titués d'al'gile dispersée par les phénom~nes de gonflement, deliquéfacti~n et d'éclatement. Ils ne sont pas provoqués parl'effet de rejaillissement.

Plus les forces de liaisons sont importantes en surface dusol (O.P.S .• état sec, forte densité, teneur importante en ar­zile), moins le phénomène d'appauvrissement en argile est sen­sible. Cec~ explique que la dêtachabilité sélective se manifestesur t 0 ut .iY..'. l' ho riz 0 n 1ab 0 u r é 1e plu s sa b 1eux (S AB. 2 ) ( Fig. N°3 9-A) •

Aux fort~s turbidités argileuses du début de pluies succè­dent des cl.arges solides moins élevées. Les phéno.,ènes de dé­sagrégation ne sont en effet tris sensibles, que pendant lapluie d'imLibition. De plus, la constitution très rapide d'uneO. P. S. au cours de la pluie s'accompagne d'une augm"ntat ionde densité apparent" des premiers millimètres du sol et de S3

résistance à la détachabilité (TACKET et PEARSON, 1954). L'ar­gile est en effet tris sensible aux chocs reçus à bns pF, ets'oriente nlors facilement (GREENE KELLY et MACKNEY, 1970;FERRY et OI.SEN, 1975). Ce phénomène s'est vu confi.rmé par l'e­xamen de l'évolution des surfaces au cours des pluies à l'aidede photographies (FARRES, 1978), et par l'observation d'~chan­

tillons de surface au microscope électronique à balayage (CHENet al., 19f1O). Les O.P.S. assurent donc un rôle protecteurvis-à-vis de la détachahilité et notamment envers les pertesen argile. Ce phénomène est illustré par la comparaison desrésultats 'lue l'on obtient pour les alillvions argileuses entrela parcell" cultivée et le témoin (Fig. :-<°36).

400-2000)180-400f2-80f

FRACTIONS GRANULOt.lETRIQUES

0-2fMECANISMES

Ph~nom~ne tl'~S marqu~: f . asse~ marqu~: f • peu marqu~: X.

RejaiL lissement

Transport dû auruissel~ement ennappe

Gonf.~ement

Eclatement

TABLEAU N° 20

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Comportement des classes uranulom4tl'iques vis dvis des pl'incipauz m~cani~mes de d~taohabilit~.

2. Limons fins et grossiers, sables très fins (fractio~80lJ).

La fraction 2-80lJ favorise l'érodibilité (WISClIHEIER, JOHNSONet CROSS, 1971, etc ... ). Elle contribue, en effet, au phénomèned'éclatement (QUANTIN et COHBEAU, 1962) en concourant à l'abon­dance des Dores de f3ible diamètre. Nos résultats montrent quecette fraction est celle qui migre le moins, ils concordentavec ceux de FARREL (1972) et de GABRIELS et MOLDENHAUER (1978).En fait, IdS pertes existent pour cette fraction, mais ellessont m0ins import~ntes que pour l'argile et le3 sables plusgrossiers. Ces éléments sorrt trop petits pour subir le rejail­lissement (MAZURAK et MOSHER, 1968), et trop grands pour resteren suspension (loi de STOKES). De ce fait, les parcelles érodéessubissent ~n enrichissement relatif en particules de cette di­mension (2-80 lJ). 1

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3. Sab!es > 60 u.

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=..Signalons que la fraction la plus grossière est également

sensible au phénomène de liquéfaction favorisé lui-même parl'impact des gouttes (de PLOEY, 1971). Les agrégats qui con­tiennent une forte proportion de sable sont également trèsfragiles au'choc des gouttes de pluies (TOOGOOD, 1978, etc ••• ).

'Pour cette raison, les agrégats de la parcelle labourée suralluvions sableuses (Photo. N°41) se désagrégent très rapide­ment dès les premières pluies. L'analyse granulométrique d'O.P.S. de sols sableux en INDE (DHIR et al., 1974) a montré queces oreanisations présentent un appauvrissement relatif de lafraction 50-500 u par rapport au matériau sous-jacent. Ce typede résultats parait donc général.

Les sables sont surtout sensibles au phénomène de rejaillis­sement qui affecte principalement la classe 175-250 u (EKERN,1956) ou la classe 105-210 u (MAZURAK et MOSliER, 1968). Leurtransport dépend de la compétence du ruissellement : ainsi lesmatériaux les plus grossiers, qui sont détachés préférentiel­lement ont un diamètre de 250 ~ (ARG.2) et de 400 u (ARG.I) :ces limites sont légèrement supérieures à celles q~i corres­pondent aux vitesses maximales calculées (Tabl. N°17, Fig. N°41), ce qui tend A démontrer l'existence d'une légère hiérar­chisation du ruissellement. Les sables de diamètre supérieur

"sont en quantités très faibles (Fig. N°38 et 40) : c'est lecourant plus fort des micro-rigoles qui les entratne.

\.

ml NOTE SUR L'ACTION DU VENT~

L'érosion éolienne rev~t une importance très grande dans leszones désertiques et sahariennes (AUBERT et MAIGNIEN. 1947. etc •• ).Les vents y sont généralement secs et violents, alors que la végé­tation est rare. Nous n'avons pas effectué de mesures particuliè­res concernant l'action du vent sur les pertes en terre. maisnous pouvons présenter quelques observations et remarques,.quisont susceptibles de guider certaines interprétations :

- La résistance à l'érosion éolienne dépend essentiellementde la cohésion des particulesentre elles (CHEPIL. 19S5). Or, com­me nous l'avons vu cette cohésion est elle-mOme liée à un certainnombre de facteurs (humidité. granulométrie. etc .•• ).

- L'humidité diminue la détechabilité éolienne (BISAL etHSIEN, 1966). Il existe en effet une relation linéaire croissanteentre la vitesse critique du vent à partir de laquelle appara1tl'érosion et l'humidité superficielle du sol; Cependant cette ac­tion protectrice de l'humidit6 ne devient sensible qu'à partird'une certaine valeur (3-4\), lorsque le sol est plus sec, ladétachabilit6 601ienne est alors ind6pendante de l'humidit6 (AZI­ZOV. 1977)~

. L'effet de la composition granulométrique a depuis longtempsété étudié: des courbes similaires à celle~de HJULSTROM [1935).~tablies pour les flux d'eaux. ont été nroposées par BAGNOLD [1937}·(Fig, N°41) pour le vent. Elles font appara1tre que les particulessensibles à la déflation sont également celles qui sont les plus'détachables par l'eau. Ainsi l'évaluation de l'érodibilité ~olien­

ne des sols. présentée par CHEPIL et WOODRUFF [1963). et utiliséepar la suite dans l'équation d'érosion éolienne [WDOORUFF etSID­DOWAV. 1965l. tient compte des pourcpntages de fractions argileu­ses « 2 u) et de celles qui sont supérieures à 64 ~. Comme nousvenons de le voir pour le ruissellement. la fraction compriseentre 2 p et 8a~ est la plus résistante 4 la fols à la détachabi­lité hydrique et à la déflation éolienne.

- Cette équation dA prévision d'érosion éolienne tient comptede la présence d'une a.p,s. à ia surface du sol qui réduit consi­dérablement la sensibilité à la déflation (CHEPPIL et WOODRUFF.1963, WOOORUFF et SIDDDWAV. 1975).

Ces différentes remarques font donc appara1tre ~ue les micro­horizons sableux. souvent discontinus. à la surface des D.P.S.(cf. Fig. N°9), et indicateurs d'une détachabi11té importante decette fraction granulométrique (FiG. N°40). peuvent Otre des d~­

pOts laissés soit par le vent. soit par le ruissellement. Pour lesparticules les plus fines (80-250 u). ils sont en effet générale­ment soumis aux deux effets : les sédiments laissés par le ruis­sellement peuvent ~tre facilement (lorsqu'ils ne sont que 'faible­ment soudés) repris par la déflation. Leur action abrasive liée

"t' , • BAGNOLO R.A. (1937) 1 -Transport of sand by wind-. 'G"O~7'; .Tourn;89-436.

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au vent est susceptible alors d'éroder localement les matériauxsous-jacents. Ainsi. la discontinuité des micro-horizons à domi­nance plasmique est plus marquée sur les alluvions sableuses quesur les alluvions argileuses (Fig. N°9 et 13).

IEl CONCLUSION.I

Les résultats. concernant la détachabilité. obtenus sur lesparcelles labourées. permettent de mettre en évidence la fortesensibilité à l'érosion hydrique des matériaux amenés en surfacepar le travail du sol. L'instabilité des agrégats semble devoirêtre rapprochée de leu~ faibles teneurs en matière organique eten comoosés ferrugineux (MONNIER. 1965, OUIRK. 1R7B, LUK. 1979.etc ... J. Ceux qui contiennent la plus forte proportion d'argile(a dominance smectitique) se désagrègent en présence d'eau, indé­pendamment du choc des gouttes de pluie. La désagrégation desagrégats sableux est, par contre, étroitement liée au phénomènede rejaillissement.

Lors de l'estimation de la détachabilité d'un sol. la pre­miÀre caractéristique à prendre en compte est son taux de couver­ture en éléments grossiers (ou éventuellement de végétaux .•• ),qui est plus déterminant que la granulométrie ou la pente.

Les processus les plus importants interviennent en début de~. et plus particulièrement au cours des premières minutesde la première averse. Avant l apparition du ruissellement et àson début les hénomênes de désa ré ation liés au onflement al'éclatement et au rejai1lissement atteignent, en et et, our é­veloppement maximal. Ils se traduisent. pour les sols argileux.par un pic de t bidité. Le début de la pluie se caractérise. parcO;lséquent. par une forte désagrégation associée à de faiblestransferts latéraux. Par la suite. une fois le palier de ruissel­lement att~int. la détachabilité résulte. par contra. d'une désa­grégation réduite. et d'une compétence élevée (aptitude au trans­port des particulesl. Ces résultats rejoignent ceux de EPSTEIN etGRANT (1967) et d8 FARRES (1976).

Nous avons montré qua la détachabilité mesurée sur les par­celles naturelles est bien inférieure à celle observée pour lessols labourés. surtout pour la fraction argileuse. Ce phénomèneest à rapprocher des descriptions des organisations pe11~cu1aires

superficielles naturelles (cf. 1ère partie). Les trois O.P.S. é­tudiœ~sont. en effet. constituées. en simplifiant. de microhori­zons sableux recouvrant un microhorizon à dominance plasmique. Lacohésion de ce dernier (cf. les mesures de la résistance mécaniqueà la pénétration) entraine une forte résistance vis-à-vis de l'en­tra!nement des particules argileuses par l'eau. L'existence d'O.P.S. sur les sols naturels les protège • par conséquent. de l'é­rosion en nappe. Ces résultats.sont conformes à ceux de FREE(1953 • TACKET et PEARSON (19641. VANONI et al. (1966). MOL DEN­HAUER et KDWARA (1966). de PLOEY (1960). etc •••

La comp~.aison des O.P.S. naturelles. avant et après lespluies. partlculièrement sur la site argileux [Fig. N°9. Photo.N"15). laiss~ supposer une éroslon éolienne du microhorizon su­perficiel. L3 constitution d'O.P.S •• Qui. comme nous l'avons vu(première partiel. s'accompagne d'une ségrégation entre le plas­ma et le squelette, tend à proté~er l'argile de l'érosion hydri­que mais en ~ême temps favorise l'érosion éolienne des sablesfins. le plu3 souvent déliés. Qui constituent le microhorizonsuperficiel je ces organisations.

En régiJn sub-désertique. il semble. par consé~uent. quel'existence d'organisations pelliculaires à la surface des solstend à limit~r le phénomène d'appauvrissement en argile. Dans lesrégions plus humides, ces O.P.S. peuvent être d'truites. au moin~

partiellement par l'action de la pédoFaune. Celle-ci apporte gé­néralement e' surface des particules argileuses alors facilemententrainées p3r les eaux de ruissellement, d'oD le phénomène d'ap­pauvrissement. Des exemples de ces mécanismes ont été fourrlis au'TOGO. pour les termites (LEVEOUE. 1975. 1977 et 1976) et en COted'Ivoire. pour les vers de terre (R003E. 19761.

Nous avons donc montré que la résistance mAcanique à la pé­nétration. l'infiltration et l'évaporation sont fortem~nt déter­minées par les caractères de surface des sols. La détachabi1itécorrespond également à un cumportement de ces organisations pel­liculaires superficielles. Mais elle se distingue des phénomènesprécédents dans la mesure aD elle intervient directement surl'évolution et la formation de ces organisations superficielles.~es différentes études expérimentales fournissent. non seu1e~ent

des données utiles concernant la réaction des sols soumis auxpluies mais apportent également des précisions conce~nant la cons­titution des D.P.S •• Comme l'approche descriptive a déjà permis .de formuler Quelques hypothèses sur ce sujet. il convient d'abor­der maintenant la synthèse des résultats expérimentaux et desdonnées morphologiques.

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L'analyse de la constit~tion des D.P.S. et l'étude expéri­montale de lEur comportemerlt nous ont plusieurs fois aMenés lienvisager leur genpse. Il convient maintenant de rassembler cesdiverses donrées et de les confronter pour proposer des modèlesconcernant lë formation et l'évolution de ces organisations su­perficielles.

Nous pr{senterons. pour chaque site. les différents stadesde transform~tion de l'D.P.S. de la parcelle labourée. avant dsles comparer au témoin naturel. Les schémas génétiques. qui peu­vent &tre ai~si présentés. nous p~rmettront ensuite de proposerun certain ncmbre de conclusions sur l'importance relative etsu~ le déterminisme des différents processus. qui interviennentau cours de la formation et de l'évolution de ces D.P.S.

1 - SCHEr~S DE FOR~~TION DES ORGAHISATIONS PELLICULAIRESSUPERFICIELLES.

lA,) SITE SUR f,LLUVIDNS ARGILEQ"Sill

1 - PARCELLE LABOUREE.

Envisagl!Ons. tout d'abord. en réunissant les observationset les mesur~s de terrain. les principaux stades de la formationde l' D. P. S. élU COU1'S de phases successives de la première séquen­ce pluvieuse après le labour.

al Eb!~~_~~j~~j~i~jQ~_{Ej9~_~~1g:~_~~_êl·

Au début de la pluie. la surface de la parcelle est couvertede petits et de grOs agrégats (Photo. N°7 et 16J.

Ceux qui présentent la taille la plus petite proviennent de~

premiers centimètres du sol (Photo. N°4-H et 6). Ce sont doncceux qui ont subi antérieurement le plus grand nombre de cyclesd'humectation-dessiccdtion compte-tenu des faibles profondeurs dufront d'humectation atteintes en saison des pluies (Ta~l. N°6).Cette histoire hydrique entralne une réduction de leur stabilitéstructurale ',LEMDS et LUTZ. 19571. De fait. on observe bien quece sont ces Hgrégats los plus petits. qui se désaBrègent le plusvite (Fig. 11°42. Photo. N°7 à 14 et 22).

L'ensemble des agrégats. dès le<; premières minutes de lapluie. (Photo. N°6 et 22) présentent un gonflement (à leur péri­phérie, et li leur partie supérieure). dont l'importance est trèsprObablement dOe li la dessiccetion que les argiles amectitiquesont pu subir antérieurement (TESSIER et PEDRO, 1960). Ce gonfle­ment subeistn sur les échantillons prélevés lors de cette phase :

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8. PLUIE D'IMBIBiTION D: RUISSELLEMENT .

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Cor~STlTUTION DES O.RS. DE LA PARCELLE LABOUREE

SUR ALLUVIONS ARGILEUSES

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mêmes secs. ils conservent une zone superficielle dont la porositéest supérieure a celle de la zone centrale Qui n'~ pas été humec­tée. On constate également Que le fond matriciel tend a s'éc1air­~ et Que le squelette subit un début de distribution rubanée(Photo. N°Z5-H. 26-J). Il s'ûgit d'une disjonction in situ duplasma et du squelette et d'un réarrangement de celui-ci.

Simultanément. (ou devançant très léeèrement le phénomèneprécédent). la pression qe l'air. contenu dans les capillaires.augmente et provoque l'éclatement. la fragmentation des agréqatsles plus petits et des "micro-agrégats argileux" (micropeds etpapules) (Fig. N°42-B. Photo. N°Z3. 24. 36-Z).

Le rejaillissement. sous l'impact des gouttes de pluies. in­tervient surtout sur ces fragments de micro-agrégats argileux etles sables fins (Fraction déterminée comme la plus sensible àce phénomène). L'eau Qui s'infiltre par les mûcro-pores inter­agr&gats entrafne les particules les plus fines apportées en sur~face par le rejaillissement (Photo. N°Z3).

Ce début de comblement est amplifié. dès Que la zonp péri­phérique humectée des agrégats atteint la limite de liquidité.Le fund matriciel s'éclaircit alors com~lètement : les sablesprennent un aspect "lavé". tandis Que l'argile dispers~e est en­tra1née verticalement. Le squelette est emporté à son tour par .l'eau d'infiltration et il colmate rapidement les macro-poresinter-agrégats (Photo. N°Z8-0). L'intensité d'infiltration de­vient alors inférieure à l'intensité de la pluie. Il commence dse former localement des petites flaques (Photo. N°9-A). auxquel­les correspondent les premiers dépôts laminaires (Fig. N°12. 14-'­C. Photo. N°23 et 36-E). Peu à peu. ces mares communiquent et leruissellement appara1t.

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et les fraements de micro-a~régats areileux. La surface de cesagrégats subit 3insi un enrichissement relatif en particules fi­nes. Or. com~e les résultats des mesures pénétromètriQues l'ontmontré. c'est sous l'impact des gouttes de pluies que l'argilehumide tend le plus à se consolider (Fig. N°19). En même temp~.

la porosité de ce matériau. enrichi en plasma et compacté. seréduit. comme l'analyse opto-êlectr~niQue l'a révélé (Fig. N°Z1.Photo. N°33-JJ. Cette surface criblée sous l'impact des gouttes(Fig. N°12-C. Photo. N°3Z-I. 33-I. 34-I). conserve des micro­agrégats argileux Qui. une fois enchassés dans ce micro-horizoncompacté à d~minance plasmique. paraissent moins sensibles aurejaillissement (Photo. N°31. 32 et 34). Les agrégats émergentsles plus grossiers avant les pluies. voient ainsi leur évolutionralentie du fait de la protection assurée par l'induration duplasma concentré en surface. De fait. leur taille. et leur nom­bre varient très peu au cours des deux dernières séquences plu­vieuses (Photo. N°10 à 14).

Lorsque la lame de ruissellement atteint une certaine épais­seur, particulièrement dans les zones de ralentissement de l'écou­lement (Photo. N°12-0), le type de transport des particules peut­être associé ~

Un f1ùx turbulent. Qui affecte la partie superficielle dela lame de ruissellement soumise à l'impact d~s gouttesde pluies. Les matériaux transportés sont hétérométriques(MOLDENHAUER et KEMPER. 1969, MUCHER et de PLOEY, 1977).

Un flux laminaire, nnn affeçté par le phénomène de rejail­lissement, Qui porte sur la partie inférieure de la lamede ruissellement. Lui correspondent des particules trans­portées. triés quant a leur qranu1ométrie, orientées oa­rallèlement a la surface et qui offrent une porosité ln-~anulaire très réduite (MUCHER et de PLOEY. 1977)(Fig. N°l1),

Dès l'apparition du ruissellement, l'~~~ dispersée lorsde la désagrtgation en phase d'imbibition et Qui pouvait migrerverticalement est entra1née. au moins pour une part. latéralement.

Les micro-agrégats argileux plus lents à s'humecter que lefond matriciel s'humectent. gonflent et atteignent leur limited'adhésivitê. Certains fragments peuvent alors se ressouder. Ilsemprisonnent ainsi de lair Qui. lorsque l'humiditê parvient àla limite de plasticité forme des vésicules (Fig. N°4Z-C-X. Pho­to. N°27-L, 36-C).

c) ~b~~~~_2~_r~!~~~11~œg~!_!E!g~_~~~~:gl·

La partie exondée dee agrégats émergents reste~ soumise~ l'effet des chocs des gouttes de pluie, et donc au rejaillisse­ment (Photo. N°Z91 q~i détache préférentiellement les sables fins

L'existence de tels matériaux à 10 surface des zones du ra­lentissement du ruissellement (Fig. N°12-5, Photo. N°31-C. 3Z-C,36-E à I) montre Que ces organisations laminaires. prctégées parune lame de ruissollement relativement épaisse (supérieure. dûnsles micro-dépressions à la lame mOY3nne) ne sont pas soumises àl'action du rejaillissement. Ce résultat est contraire aux obser­vations de PAI.MER (1965). mais corroborent les travaux de CliAOI­REl et PAYNE (1977. et 1ge1), de VALENTIN (1978), et de POESENet SAVAT (1981). Le micro-r~lief de la parcelle, qui conditionnelocalement l'épaisseur de ld lame d'eau, intervient donc consi­dérablement dans la formation des D.P.S.

d) ~b~~~_~~~rr~!_~~_l~_pl~i~.

Lors de l'arrêt de la pluie. la compétence du courant peutchuter brusquement. Mais nous avons vu Que les particules fines,et Rlus particulièrement l'~rgile, peuvent continuer à migrer

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pour des vitesses très faibles d'écoulement (Fig. N°41). Au coursde la pluie. cette fraction granulométrique migre en suspensiondans le flux turbu~nt.

Quand la pluie cesse. aux deux types de flux correspondentdeux types de microhorizons :

• un microhor1zon dense (cf. quantification de la porositéparanalyse opto-électronique. Fig. N°21), dont les parti­cules ont subi un tri granulométrique et sont orientéesparallèlement a la surface. Il s'agit des matériaux quisont entratnés au cours de la pluie par le flux laminaire.

• un microhorizon hé~érométriT~~,dont les particules appa­raissent désordonnees et dé lees. Il correspond au fluxturbulent. C'est ce type de microhorizon Que l'on retrouveen surface des zones d'écoulement (Photo. N°36-J).

e) ~YQ1~~!Q~_~~.~Q~r~_~~~_~~9~~~~~~_pl~Y!~~~~~_~~!Y~~~~~'

La dessiccation provoqua une condensation des matériaux, Quia bien été perçue lors des mesures de résistance mécanique à lapénétration (Fig. N°19). Elle s'accompagne da l'apparition defentes de retrait (Photo~ N°11 et 14).

Au cours des pluies suivantes, le phénomène d'éclatement etde fragmentation peut être moins marqué, lorsque les a~régats nesont pas complètement secs en début d'averse. Le rejaillissementest également moins sensible sur la surface exondée de ces agré-­gats émergents , car les particules les plus facilement détacha­bles ont été emportées lors de la première séquence pluvieuse(Photo, N°7 ~ 10), et Que leur concentration superficielle s'estindurée.

Lors de la pluie d'imibibition, le microhorizon superficielè matériau délié et désordonné, subit le rejaillissement e~ doncun tassement. Il se distingue encore du microhorizon sous-jacentpar son hétérométrie, mais l'apparition du ruissellement peut lesoumettre à un flux laminaire, si la lame d'eau est suffisante.Ce matériau subit alors un nouveau'tri granulométrique puis est.~ son tour recouvert d'un autre microhorizon de flux laminaire,avec lequelil peut se confondre, Les microhorizons superficiels,qui correspondent au dépOt des matériaux soumis au flux turbu·lent peuvent ainsi perdre, au cours des pluies suivantes leurscaractères distinctifs.

f) ÇQ~~~i~~~!Q~_~~~_Qrg~~i~~~iQ~~_p~ll!~~l~!r~~_~~p~rfif!~11~~·

Au début de cette étude (première partiel, nous avons repré­senté un micro-profil correspondant ~ une zone de ralentissementsur la parcelle (Photo. N°14-F et 36, Fig. N°12). L'analyse deson organisation nous permet de résumer l'histoire de la-misa anplaca des matériaux. On d1st1nlue ainsi. de bas en haut (Photo,N"36) i

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1 - La structure initiale conservée (10:17 mm) (Photo. ~"36­A). L'abondance du plas~a argilo-l1moneux assombrit le fond ma­triciel. Les micro-agrégats argileux apparaissent dans la masse.peu fracturés.

2 - L'O. P. S. de désagrégation (6-10 mm) ·(Photo. N°36-B). Lastructure se modifie au cours de la première~ pluie d'imbibition:la zone périphérique des agrégats gonfle. le fond matriciel s'é­claircit (départ de l'argile) le squelette prend une distributionrubanée. et s'oriente selon une direction sub-verticale (celle dol'infiltration)l les micro-agrégats argileux éclatent. puis leursfragments se ressoudent et emprisonnent des vésicules d'air (Pho­to; N°36-Cl •

3 - L'O.P.S. de dépôts, résultant d'apports hydriques (0-6mm), L'analyse et l'interprétation, de cette O.P.S .. que l'onpeut rapprocher de la "depositional crust" des auteurs anglopho­nes. n'est pas aisée. De nombreux phénomènes interviennent en ef­fet lors de sa constitution. L'échantillon que l'on étudie ici aété prélevé dans une zone de ralentissement du ruissellement (Pho­to, N°14-F), 00 s'opère un tri granulométrigue des particules quimigrent avec le flux laminaire selon la compétence du courant. Il

. est intéressant de remarquer à ce propos qu'au sein de cette O.P.S., les micro-agrégats argileux sont associés aux sables les plusgrossiers, ce qui confirme la similitude de leur comportementvis-à-vis du ruissellement. Nous avon~ vu également qu'une partiedes matériaux est entra1née par un flux turbulent. dont les dép6tshétérométriques peuvent subir des remaniements ultérieurs. quirendent très difficile leur distinction avec les m~téri~ux déposéspar les flux laminaires. On remarquera également que cette O.P.S.de dépOts est tros pauvre en argile (si l'on fai~ abstraction desmicro-agrégats argileux). Ce phénomène peut s'expliquer, commenous l'avons déjà signalé,par une migration latérale de l'argile,qui peut être exportée par des flux très faibles, avant l'arrêtdu ruissellement, mais aussi par des transferts verticaux qui pou­vent intervenir principalement lors des pluios d'imbibition (cf.la deuxième lamine: Photo. N°36-F). Compte tenu de ces différen­tes réserves, une série d'arguments tant morphologiques qu'exp~­

rimentaux nous permettent de proposer une chronologie relative.sinon le déterminisme de la succession de ces diffèrent. niveauxlaminaires. Nous les désignerons comme des "lamines· par analogieau terme utilisé par les sédimentologues pour définir une subdi­vision d'un n1veau sédimentairè, sans concept génétique. (les dif­férentes lettres de E à J 50 rapportent à la photo~raphio N"36 :

.1 E: Première lamine: microhorizon sableux dense (4,5-6,Onn)

La discontinuité avec le matériau sous-jacent est nette. Elledéfinit un dépôt discordant, constitué de sables à porosité trèsréduite, hétérométriques, et contenant quelques fragments plas­miques. L'absence de tri granulométrique peut indiquer que cesmatériaux ont été soumis à un flux turbulent. Il est vraisembla­ble qu'il s'agit ainsi de particules ayant subi le phénomène derejaillissement, en étant peu protégées par une laDe d'cau, en­core peu ~paisse. Tel est le cas des matériaux mobilis~s·dansles premières flaques, en fin de pluie d'imbibition (Fig. N°42­C. Photo, N°9-A).

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Ce trait laminaire contient également quelques sables ~ros­

siers; ilrest constitué au cours de la phase de ruissellementde la première pluie. Plusieurs arguments tenderit à le montrer

~ L'intensité de ruissellement atteint un niveau relativementfaible pour une intensité de 120 mm/h (Fig. N°31), par rapport·aux séquences pluvieuses suivantes (Fig. N°34 et 35). Les possi­bilités d'encombrement des zones de ralentissement du ruisselle­ment sont donc maximales (phénomène confirmé par la valeur fai­ble de la turbidité Cx : Fig. N°31).

- Il existe deux microhorizons de ce type (contenant des mi­cro-agrégats argileux) sur l'ensemble du micro-profil (Photo.N°36 F et H). Le premier (Lamine F) est le plus épais. Or, c'estau cours de la première pluie que les agrégats émergents sontles plus nombreux et que la pluie d'imbibition est la plus lon­gue de toutes les séquences pluvieuses, et donc la plus apte àdétacher les fragments de micro-agrégats argileux et les sablesgrossiers (particules sensibles au rejaillissement).

- Le pic de turbidité (C sp ) n'apparaît pas au cours de lapremière pluie. En effet, une part important~ du plasma est en-·tralnée par les eaux d'infiltration au cours de la pluie d'imbi­bition (Fig. N°12-2, Photo. N°23 et 24). Pour les premières pluiesdes séquences suivantes, l'argile dispersée migre, par contre,dès l'apparition du ruissellement (Pics Csp des Fig. N°34 et 35).

- La photo. N°IO-B montre la présence de ces micro-agrégatsargileux à la surface des zones de ralentissement du ruissel­lement, après la première séquence pluvieuse.

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microhorizon sableux, très peu poreuxG - Troisième lamine(2,0-3,0 mm).

Il correspond à plusieurs dépOts. On distingue gn effet:

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A la base un matériau hétéro~é~ique de flux turbulent (finde la première pluie), et ultérieurement tassé.

- Enfin, ce phénomène peut être favoris~ par une légère il­luviation de l'argile durant la pluie d'in,bibition. Si l'on­considère en effet qu'une partie de l'argile en suspension sedépose lors ~e l'arrêt du ruissellement ct qu'elle est de nou­veau dispersée dès le début de la pluie suivante, elle peutmigrer verti=alement avec les eaux d'infiltration avant l'ap­parition du ruissellement Ûe transfert devient alors à dominan­te latérale, et correspond au pic de turbidité Csp )'

Au-dessus, les sables sont plus fins, et correspondent auxapports de la première pluie de la deuxième séquence, (pluiede faible compétence: intensité 60 mm/h, Fig. N°34). Les maté­riaux les plus fins sont exportés par le ruissellement, et no­tamment l'argile, dès le début de l'écoulement (Pic de turbi­dité Csp )'

H - Quatrième lamine: microhorizon de sables grossiers et ro 1 de fragments de mi cro-agrégats argi 1eux non soudés (1,2­

2,0 mm).

Les matériaux, qui le constituent, se déposent au cours dela pluie de 120 mm/h de la deuxième séquence. Cette lamine estmoins épaisse que la lamine F, qui contient également de nom­breux micro-agrégats argileux, et ceci vraisemblablement pourplusieurs raisons :

Deuxième lamine: microhorizon a micro-agrégats argileuxressoudés et a porosité vésiculaire (3,0-4,5 mm).

F•

Ces matériaux déposés au cours de la première pluie subissentune évolution ultérieure, dont la principale manifestation estl'adhésion des micro-agrégats les uns anX autres (Alors que surla photo. N"IO B, prise après la première séquence, ils appa­raissent disjoints, comme dans la lamine H). Plusieurs donnéespeuvent rendre compte, que ces micro-agrégats 6e ressoudent,ainsi, ultérieurement:

- Nous avons montré que les fragments de micro-peds et de pa­pules situés dans l'O.P.S. de désagrégation subissent la mêmeévolution sous l'effet de l'humectation. L'imbibition de ces ma­tériaux est lente et peut ainsi survenir lors des pluies suivan­tes.

D'autre part la limite d'adhésivité atteinte, et ai lesmicro-agrégats sont suffisamment nombreux, ils peuvent se souderet former ainsi un microhori~on à dominance plasmique, et à po­rosité vésiculaire fè~ iai~ d~ l'eseriaen

- La guantité de micro-agrégats, qui est alors susceptibled'être de tachée à partir des agrégats émergents, est bien in­férieure à c~lle de la première séquence (Fhoto. N°7 et 12).

- La compétence du ruissellement est beaucoup plus forteque pour la séquence précédente (Comparaison des pluies de 120mm/h : Fig. N°31 et 34). Ainsi, la quantité de particules gros­sières susceptibles d'être exportées a augmenté. Ce fait estcorroboré par la différence importante de~ turbidités Cx cor­respondantes (Fig. N°31 et 34).

- Une partie de ce matériau peut être entralnée au début dela pluie suivante. L'évolution des turbidités fait en effet ap­paraître l'Existence d'un ~ic Cst' à ce moment (Fig. N°34).

On constote d'autre part, que ces micro-agrégats ne sont pasressoudés, vraisemblablement pour les raisons suivantes:

- Ils so~t moins abondants que dans la lamine F, et par con­séquent moins jointifs.

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- Ils reçoivent une quantité d'eau d'infiltration moins im­portante que dans la lamine F, et atteignent ainsi moins faci­lement la limite d'adhésivité.

J - Sixième lamine: microhorizon de sables grossiers déliés,associés à quelques fragments de micro-agrégats argileux(0,0-0,2 mm).

• Au-dessus, les sables sont plus fins. Ils ont pu êtretransportés par le flux laminaire de la première pluie de latroisième séquence (60 mm/h : Fig. N°35).

• A la base, le matériau est assez grossier. Il est possiblede considérer qu'il correspond aux particules transportées parle flux turbulent et qui se déposent à la fin de la deuxièmeséquence.

Enfin, ces micro-agrégats ne sont pas directement visiblessur les photographies prises après cette séquence pluvieuse. Ilsont en effet recouverts par les matériaux apportés au coursdes pluies suivantes. Et notamment la pluie de 60 mm/h, dontla turbidité est élevée (Fig. N°34).

L'absence, à ce niveau,de microhorizon, riche en micro-agré­gats argileux,peut s'interpréter par les faibles quantités dece type de matériau qui restent détachables. Et ce phénomènei'explique, comme nous l'avons déjà signalé, par l'augmentationde la cohésion des surfaces, enrichies en plasma, des agrégatsémergents (Fig. N°42-D 2).

Les agrégats exondés sont constitués de plusieurs parties

Nous avons déjà eu l'occasion d'envisager la formation de cemicrohorizon superficiel. Il correspond, au dépôt, en fin depluie, des matériaux transportés par le flux turbulent. Lastructure lâche de cette lamine ne se retrouve pas dans lesmicrohorizons sous-jacents, qui sont au contraire très denses(analyse de la porosité au Quantimet : Fig. N°21). Les parti­cule~ grossières de ce microhorizon superficiel peuvent êtreentratnées latéralement du fait de leur faible cohésion, etceci au début de la pluie suivante. Tandis que l'argile (enquantité très faible peut migrer dans les eaux d'infiltrationou de ruissellement, lorsque le temps d'arrêt entre deux aver­ses est court (Pic de turbidité Cs~' Quand la durée du r~ssuya­

ge, qui sépare deux séquences pluv1euses, est plus longue, lapluie d'imbibition est plus importante, et ces particules gros­sières s~~;'sent un tassement sous l'effet de l'imp~ct des gout­tes de pluies.

Les zones centrales et hautes ont conservé une structurepeu modifiée par rapport a l'organisation originelle (Fig. N°12­4. Photo. N'31-0). Leur surface présente cependant une réductionlocale de la porosité. liée à une concentration en plasma indurée(Photo. N'33-J). mais le maintien d'une macro-porosité au sein del'agrégat (porosité ·qui peut dans certains cas communiquer avecla surface). assure une certaine intensité d'infiltration (cf.évalua~ion de la conductivité hydraulique saturée a partir desdonnées de quantification opta-électronique. en deuxième partie).La zone humectée de l'agrégat (soit par infiltration a partir desmacropores. soit par capillarité à partir du niveau de base duruissellement). voit sa structure se modifier (Fig. N°12-3. Pho­to. N'31-F. et 32-F). La base des agrégats appartient ainsi àl'O.p.S. de d4sagrégation.

. Les zones amont de la parcelle présentent deux types d'or­ganisation des surfaces d'agrégats a structure originelle conser­vée (l·O.P.S. de désagrégation est décapée au fur et à mesure desa formation). et des O.P.S. de désagrégation situéestrès légère­ment en aval.

• Les points les plus bas de la parcelle montrent la succes­~ion déja mentionnée : de zones de départ. elles sont devenueszones de transferts latéraux et de dépOts.

Sur C8 micro-profil. il est ainsi possible de distinguer ala base une O.P.S. de désagrégation surmontée d'une O.P.S. de dé­~. Et la distribution verticale de ces organisatlonsétablledans le temps, se retrouve latéralement dans l'espace (Fig. N6 12).En effet :

l - Cinquième lamine: microhorizon à sables très dense,contenant quelques fragments de micro-agrégats argileux.(0,2-1,2 mm).

• Enfin, la partie superficielle de cette lamine est consti­tuée de sables plus grossiers contenant quelques fragments demicro-agrégats argileux. La granulométrie de ces particulestend à montrer qu'elles correspondent à une compétence élevéedu ruissellement. Elles peuvent s'être déposées au cours de lapluie de 120 mm/h de la troisième séquence pluvieuse. Ces dépôtssont très peu épais: la compétence du ruissellement est forte, etces matériaux peuvent ainsi être entratnés au cours de la pluiede 120 mm/h, ainsi qu'au début de la pluie suivante (Pic CspFig. N°35).

Ce trait laminaire est complexe; il est constitué de plusieursniveaux discordants, qui présentent eux mêmes une différenciationgranulométrique. Il est alors difficile de distinguer la part re­venant aux phénomènes de dépôts (de flux lamina1res et turb~­

lents), de celle que l'on doit attribuer aux mécanismes ulté­rieurs (tri par rejaillissement, tassement, etc ..• ). Nous pré­senterons néanmoins ces différents niveaux en supposant queleurs caractères principaux sont hérités de différents dépôtssuccessifs ~

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2 - PARCELLE NATURELLE.

L'organisation superficielle de la parcelle naturelle pré­sente plus simplement une succession de deux microhorizons. quisont de bas en haut :

• Un microhorizon à dominance plasmique. dont l'organisationest voisine de celle du sommet des agrégats émergentS de la par­celle labourée (concentration en plasma et indurationl.

• Un microhorizon constitué de sables fins et grossiers.Discontinu avant les pluies. il couvre complètement la surfaceà la fin des essais. Ce matériau sableux n'est donc pas d'origi­ne éolienne. Comme pour la parcelle labourée. il est possible deconsidérer que cette lamine sableuse correspond à des dépOts lais­sés par des flux laminaires ou turbulents. L'origine hydrique dece microhorizon est confirmœpar la présence de vésicules. qui nepeuvent se former que lorsque ce matériau est saturé. et la dif-.fusivité des gaz ralentie (Effet du tassement des sables finsl.

Cette lamine sableuse. liée au ruissellement a pu subir. ul­térieurement à son dépOt. différentes modifications déjà signaléespour la parcelle labourée. et notamment un appauvrissement en ar­gile : celle-ci peut migrer verticalement au cours des pluiesd'imbibition et enrichir ainsi le microhorizon à dominance plas­mique sous-jacent. Elle peut également être reprise. au même mo~ment. par le rejaillissement des grains du squelette.

Rappelons enfin que la description de ce microhorizon sableux.qui se localise avant les pluies. dans les seules anfractuosités_de la surface (Fig. N°9-1l. a également montré que ce type de ma­tériau pouvait être ultérieurement remanié par le vent.

I3l SITE SUR ALLUVIONS SABLEUSES.I

l - PARCELLE LABOUREE.

Comme pour le site précédent. nous présentons l'évolutionsuperficielle au cours de la première séquence pluvieuse:

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. Au début de la pluie. la surface est partiellement couvertede petits agrégats sableux (Photo. N°41l. Ces agrégats. peu cohé­rents. sont sensibles à l'impact des gouttes de pluie. mais ilsrésistent aux phénomènes d'éclatement (très peu de limonsl. et degonflement (teneur faible en argile: Fig. N°7l. Ainsi. l'énergiecinétique des gouttes de pluie désagrége rapidement ces unitésstructurales. L'argile. se disperse facilement (la détachabilitéétant d'autant plus élevée. que les teneurs en argile sont faibles;Fig. N°39-Al. Avant l'apparition du ruissellement, cette argile

est en~ra!née verticalement par les eaux d'infiltration. et sedépose au sommet des sables grossiers et des graviers. Des coif­~ (BDCQUIER. 1973l. constituées de plasma et de grains fins dusquelette recouvrent ainsi les grains grossiers à partir d'uneprofondeur supérieure à 5 mm. Ce transfert vertical de plasma etde particules fines du squelette intervient sur de faibles pro­fond8'urs. il s'agit d'un "micro-transfert vertical". intra-hori­zon. Il est discontinu et présente une polarité. BERTRAND et ~R(1962l ont montré que ce phénomène. déjà signalé par Mc INTYRE(1958l se manifeste particulièrement dans les sols sableux: ain­si. l'argile marquée au Rb 86 migre dès les 30 premières minutesd'une pluie de 40 mm/h sur une profondeur de 3 cm. Nos observa­tions sont donc en accord avec ces résultats.

L'énergie cinétique des gouttas de pluie provoque simulta­nément un tassement des sables. mis en évidence par les mesurespénétromètriques (Fig. N°2Dl. La réduction de la porosité estperceptible sur les lames minces jusqu'à une profondeur de 2 cm.Cette compaction est ainsi plus sensible que pour les sols argi­leuxl EPSTEIN et GRANT (1973l ne trouvent en effet des indicesde tassement qu'à une profondeur de 6 mm. Cette sensibilité à lacompact ion des 5015 sableux est d'autant plus élevée qu'ils pré­sentent une plus forte tendance à se liqu~fier après humectation(de PLOEY. 1971l.

C'est au cours de cette phase d'imbibition qu'intervient.par ces mécanismes de tassement et de micro-transfert. une réduc­tion de l'infiltration. Et l'on constate que le comportemen~drodynamique de cette parcelle devient. par la suite. proche decelle du témoin naturel. Ainsi. pour une différence de 20 mm delame infiltrée sur l'ensemble des essais. 17 mm correspondent àl'infiltration au cours de la première pluie d'imbibition.

b) Pb~~~_Q~_r~!~~~11~~~~1.

Les mécanismes précédents provoquent donc l'apparition duruissellement. dont le flux entraine latéralement une partie del'argile dispersée. Cet entrainement différentiel correspond auphénomène de '~=vage des sables" décrit notamment par CUEN et al.(1980l. Contrairement au site sur alluvions argileuses, les quan­tités d'argile ainsi exportées ne sont pas suffisantes pour don-

'ner lieu à un pic de turbidité (Cspl. Une partie de l'argile con­tinue néanmoins à migrer verticalement. mais le microhorizon desables compactés arr~te sa progression en profondeur. Elle se dé­pose en effet à ce niveau. tout en continuant à subir l'impactdes gouttes de pluies ( la lame d'eau est bien moins épaisse quepour le site sur argilel. Comme l'ont signalé CHEN et al. (198Dlet comme le montre la photo. N°SD-6. l'argile s'oriente alors pa­rallèlement à la surface. Plusieurs auteurs (GREENE-KELLY et McKNEY. 19701 FERRY et DLSEN. 1975l avaient déjà montré que l'ar­gile humide pouvait s'orienter sous l'effet de contraintes méca­niques. Tel serait également le cas de l'argile.compactée parles pluies.

C'est donc au cours dela première pluie que se forme cemicrohorizon à dominance plasmique (Photo. N°43-Cl. Cette forma­tian n'est donc pas liée aux dépOts de l'argile en fin de pluie.En outre. malgré l'augmentation d'humidité, la résistanc~.à la

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fIG. 43 :SCHeMA DE LA CONSTITUTION DE L'O. P.S. DE LA PARCELLELABOUReE SUR ALLUVIONS SABLEUSES pénétration croft considérablement pendant là première séquence

pluvieuse (Fig. N°2oJ. ce qui peut être attribué non seulementà la compaction des sables, mais ég~lement à la formation de cemicrohorizon. Le régime d'infiltration est. dès la première pluie.proche de celle du témoin naturel: ce qui ne peut s'expliquerégalement, que si ce microhorizon est déjà en place.

A AVANT LA PLUIE

Lors de la poursuite du ruissellement. les sables sont en­tra1nées en fonction de leur taille. La surface s'enrichit alorsen sables grossiers, sinon en graviers.

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La description macroscopique de l'état de surface de la par­celle labourée après les pluies fait apparaitre qu'en plus du pa­vage gravillonaire. semblable à celui du témoin naturel (Photo.N°39-G et 42-IJ. il existe au-dessus du microhorizon à dominanceplasmique, un microhorizon continu à sables grossiers déliés.Les remarques effectuées à propos des observations menées suralluv~ons argileuses s'appliquent également ici: ce type de ma­téria~ correspond au dépOt. en fin de pluie. des particules trans­portées par un flux turbulent. Ce fait corrobore le rOle impor­tant joué par le rejaillissement lors de la formation de cetteO.P.S; , .

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• - LORS DE LA PLUIE D'IMBIBITIDN

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, La détachabilité reste importante au cours des séquences,pluvieuses suivantes. tandis que le comportement hydrodynamique'reste sensiblement le m~me .(Fig. 26). Le microhorizon à dominanceplasmique n'assure donc pas une protection vis-à-vis des matériauxsous-jacents. Il est très vraisemblablement détruit. au moins par­tiellement, pendant les pluies d'imbibition (impacts violents surun mat6riau argileux secl et reconstitué par la suite lors de l'hu­mectation de l'argile.

La dessiccation s'accompagne d'une diminution da volume (~densation- HILLEL, 196oJ. liée à l'augmentation de la cohésion:la résistance à la pénétration du premier centimètre passe ainside 0,8 bar avant les pluies, à ~.8 bar. 48 h après la dernièreséquence pluvieuse.

Entrainement. Dépôtet Tassement de l'Argile 1 l .J Rejaillissement faiblel

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C- lORS DU RUISSELLEMENT

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2 - PARCELLE NATURELLE. (Fig. N°141.

L'organisation pelliculaire superficielle de la parcelle na­turelle est voisine de celle de la parcelle labourée (Photo. N°4o.42. 43 et 44). On distingue également un microhorizon de sablescompactés (Photo. N°44-S~). La présence du microhorizon à dominanceplasmique sus-jacent limite le phénomène de micro-transfert verti­cal : les coiffes sont alors peu marquées sur les sables grossiers(Photos. 44-Sb). Il semble que la formation du microhorizoIT à con-

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- 156 -

centration de plasma ne s'opère pas dans ce cas en une seule~Il subsiste. en effet. des reliques discrètes de cette organisa­tion dans la zone directement Sous-jacente (Photos 44-5a). Lesmatériaux SUs-jacents se répartissent comme pour la parcelle la­bourée.

Discontinu avant les pluies. le microhorizon ~ dominanceplasmique est. après les pluies. présent sur l'ensemble de laparcelle. Cette observation confirme qu'il se forme au cours desaverses. Ultérieurement. il peut être partiellement détruit (Fig.N°13-4J par déflation éolienne : en effet le caractère abrasifdes sables fins sus-jacents (particules sensibles à la mobilisa­tion éolienne: Fig. N°41J favorise l'·usure" et la destructionde ce microhorizon ~ concentration de plasma.

Il est. en outre. ~ noter que le microhorizon sableux sus­jacent (Fig. N°14-3J ne présente pas les mêmes caractères enamont et en aval de la parcelle :

- en amont, il est peu épais et constitué de sables désor­donnés, peu tassés. On peut attribuer ce type de matériau audépôt des produits de rejaillissement (le flux est turbulentdans les parties hautes de la parcelle, où la lame de ruissel­lement est peu épaisse).

en aval, on peut distinguer deux microhorizons

le plus profond, est constitué surtout de sables fins lé­gèrement cimentés et à porosité vésiculaire (Fig. N°14-3, Pho-to. 44-3). Absent des zones amont de la parcelle, ce microho- _._rizon correspondrait au dépôt assuré en régime laminaire, quitendrait à s'installer à la base de la lame de ruissellement, plusépaisse à l'aval.

• Au-dessus, le microhorizon à sables grossiers déliés estcomparable à celui observé à la surface des zones amont. Commelui, il est très vraisemblable qu'il corresponde au dépôt desmatériaux transpo~tés par le flux turbulent (partie de la lamed'eau de ruissellement subissant l'impact des gouttes), et lorsde l'arrêt de la pluie.

Signalons enfin. que la base du microhorizon ~ sables finslégèrement cimentés (Photo. N°44-3A) ainsi que la partie sommi­tale du microhorizon ~ dominance plasmique (photo. 44-4B) con­tient des vésicules. alors que l'D.P.S. de la parcelle labouréeen est presque totalement dépourvue.

Le microhorizon ~ concentration olasmique est continu sur la parcellenaturelle. mais discontinu sur la parcelle labourée. Cette der­nièr~ présente. en outre. une hétérogénéité (traces de rateau con­servéesJ. qui se manifeste par l'allure des courbes F

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(Fig. N°25-AJ. Ces différentes .observations tendent à préciserque les vésicules se forment surtout dans les milieux denses (plas­ma ou sables fins compactésJ. qui ont subi une humectation. etplus particulièrement lorsque la diffusion des gaz semblent limi­tée aussi bien vers le bas (ici microhorizon continu à concentra~.tion plasmiqueJ que vers le haut (microhorizon continu ~ sablesfins cimentésJ.

Ic) SITE SUR REG.l

1 - PARCELLE LABOUREE.

Le mécanisme principal de détachabilité est le ruissellement.En effet. l'impact des gouttes ne peut pas s'exercer directement.du fait de la forte charge caillouteuse (Photo. N°53). Des agré­gats argilo-sableux résultant du labour et provenant du deuxièmehorizon pédologique conservent ainsi leur structure (Photo. N°57­D. 58-F et 59-El. Au cours de la dessiccation. les 10 premiersmillimètres se prennent légèrement en masse (Ce phénomène. géné­ral pour toutes les D.P.S. qui ont été humectées. peut être fa­vorisé par un micro-transfert vertical de l'argile au cours despluies. l'infiltration ayant été particulièrement importante surcette parcelle). .

2 - PARC~~L~ NATURELLE.

Les pluies n'apportent pas de modifications notables ~ l'or­ganisation slJperficielle du témoin naturel. Les mécanismes nesont pas les mêmes que pour la parcelle labourée: en effet. lagranulométrie des deux matériaux n'est pas identique. Celle dela terre fine de la parcelle naturelle est. par contre. voisinede celle du site sur alluvions argileuses (Fig. N°7J. La natureminéralogique des argiles est également la même. Les processusqui président à la formation de cette D.P.S. sont ainsi probable­ment proches de ceux que l'on observe sur le site sur alluvionsargileuses. Pour ce type de matériau. nous avons vu en effet quela désagrégation se manifeste sans que l'impact des gouttes depluies soit nécessaire. Comme. pour les deux autres sites natu­rels. les deux microhorizon~ sableux superficiels (Fig. N°16-2aet 2b) peuvent être attribués aux dépOts consécutifs ~ l'arrêtdu ruissellement. Ces matériaux sableux sont également suscepti­bl~d'être remaniés par le vent.

Remarquons aussi. que le microhorizon ~ sables fins légère­ment cimentés. ainsi que le microhorizon ~ dominance plasmique.ont une porosité vésiculaire. tout comme les microhorizons demême type. observés sur les deux autres sites.

Alors que la formation des horizons superficiels de ce regrésulte de processus probablement complexes (cf. première partie:apport fluviatile. vannage éolien. érosion hydrique. apport loes­siquel. la genèse de son D.P.S. semble. au contraire. simple:la différenciation de ses microhorizons superficiels laissentsupposer. en· effet. qu'elle s'est opérée sous l'effet de proces­sus proches de cell~s des autres sites (désagrégation. ségrégationplasma-squelette. ruissellement. dépOts ••• ).

II - Ca~CLUSIaNS SUR LA GENESE DES a.p.s. ETUDIEES.

Les données descriptives et expérimentales nous permettentd'établir des m~dèles de formation des D.P.S. sur les parcelles

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lA) LA FORMATION DES D.P.S., APRES LABDUR.I

Un ou plusieurs mécanismes de formation ou d'évolution per­mettent de définir un tvpe génétigue (Tabl. N021)

Le tassement a également pour effet d'augmenter la résistan­ce mécanique à la pénétration (Fig. N°20). Il limite l'érosionhydrique et la déflation éolienne. Ce mécanisme peut affecteraussi bien des concentrations de plasma (Photo. N°33-J), que dessables fins (Photo. N°66-S). Enfin. il peut agir, secondairement,sur d'autres types da microhorizons. comme ceux da désagrégation.de dépOts laminaires. ou de dessiccation.

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Désagrégation:

Il s'agit de la réorganisation du fond matriciel, décritesur le site sur alluvions argileuse~ celle-ci est provoquée parles mécanismes de gonflement, d'éclatement et de micro-transfertvertical. Et ce transfert concerne aussi bien des fragments d'a­grégats et des grains du squelette que de l'argile disperséo.D'autre part, il a pour effet de colmater la porosité inter-agré­ga~ (Tabl. N°22. Fig. N°12-2 et 3, (42). Photo. N°23. 24. 25-H, .27, 28, 31-F, 32-F, 36-B). Ce type de microhorizon de désagréga­tion se rapproche de la ·croate boueuso· décrite par MUCHER [19­73). Nous avons montré qu'il peut se constituer indépendamment duchoc des gouttes de pluies, et qu'il limite considérablement l'in­filtration (cf. Résultats des essais PIDGER, Tabl. N°6). Une foishumectée. cette organisation superficielle est sensible à l'éro­sion hydrique, mais elle paraït par contre résistante à l'actionéolienne.

. Tassement

Nous avons décrit plusieurs microhorizons, dont le mécanis­me principal de formation est le tassement, provoqué par l'actiondes gouttes de pluies: Il s'agit de la surface exondée des agré­gats émergents sur alluvions argileuses. et de l'ensemble de laparcelle labourée sur alluvions sableuses. Les mécanismes de ~_jaillissement et de micro-transfert vertical peuvent être asso­ciés, mais ils ~e sont pas indispensables (Fig. N°43. Photo. N033-J). Le tassement s'accompagne d'une réduction de la porosité(cf. Analyse opto-électronique. Fig. N°21), qui provoque une di-

'minution des intensités d'infiltration (Fig. N°26) et de la dif­fusion des gaz (Fig. N°27J. Cette dernière conséquence a ellemême pour effet de favoriser la formation d'une porosité vésicu­laire au sein de ces matériaux ou du microhorizon sous-jacent(Photo. N°48, 49, 66 et 67).

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Dépôt de flux laminaire:

Ce mécanisme de dépôt a été mis en évidence sur les deux par­celles labourées des sites sur alluvions. Il est particulièrementmarqué, là où le micro-relief et le ruissellement sont importants.comme sur alluvions argileuses. Il implique en effet. l'existenced'une lame de ruissellement suffisamment épaisse pour que sa basene soit pas soumise au choc des gouttes de pluies. et que lesflux demeurent ainsi laminaires. Comme pour le microhorizon detassement. la porosité y est très réduite. ce qui limite l'infil­tration et la diffusivité des gaz. mais à la différence du micro­horizon précédent. les matériaux sont essentiellement constituésde grains de squelette. triés quant à leur granulométrie et pré­sentant une organisation laminaire bien marquée. Ce microhorizondemeure sensible à l'érosion hydrique. mais résiste assez bien àl'action éolienne. du fait de sa légère prise en masse lors dela dessiccation.

Dépôt de flux turbulent:

Ce second mécanisme de dépôt a été invoqué pour rendre comp­te de l'organisation hétérométrique et désordonnée des matériauxsuperficiels des sites de la cuvette sensu stricto. Il est eneffet toujours associé au rejaillissement, et la turbulence duflux de ruissellement est elle même provoqués par l'impact desgouttes de pluie. Ces matériaux sont généralement mêlés à desgrains grossiers du squelette. dont la taille n'a pas permis. l'ex­PQrtation par le ruissellement. et qui restent ainsi en surface.Le microhori~on correspondant à ce mécanisme est donc constituéde sables déliés parfois associé à un pavage plus ou moins gros­siers. Il ne limite pas la diffusion des fluides de par sa macro­porosité intergranulaire. Le fait que ses grains soient déliés.le rend sensible aussi bien à l'érosion hydrique qu'à la défla­tion éolienne. Nous avons constaté en effet que les sables finssusceptibles d'être transportés par le ruissellement pouvJientl'être également par le vent (Fig. N°41). Enfin. ces matériauxpeuvent subir des tris granulométriques ultérieurs • assurés parles différentes compétences des ruissellement~suivants. Le micro­horizon superficiel a tendance à s'enrichir ainsi peu à peu enparticules de plus en plus grossière. On retrouve alors.-mais àdes échelles différentes de temps et de dimenston- un méc~~ismeanalogue à celui qui préside à la formation des pavages déserti­ques.

Condensation:

C'est le mécanisme le plus général: il affecte même la sur-·face qui a subi le moins de transformations au cours des pluies(Parcelle sur reg). Lors de la dessiccation, et donc du départd'eau, la porosité se réduit (HILLEL, 1960). favorisant ainsi laprise en masse et l'augmentation de la résistance à la pénétra­tion (Fig. N°19 et 201. Ce mécanisme affecte particulièrementl'épaisseur de sol dont la saturation a été atteinte au coursdes pluies. Il a pour effet prinCipal de limiter l'évaporation(Fig. N°27 et 26).

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Le tableau N°21 montre qu'à l'ordre de complexité croissanted'organisation des horizons superficiels depuis le site sur allu­vions argileuses à celui sur reg. correspond un ordre de comple­xité décroissante des O.P.S. des parcelles labourées correspon­dantes~

~~r_~!t~~!~~~_~rg!!~~~~~on distingue. ainsi, quatre grandstypes génétiques de microhorizons, à partir desquels on peut dé­finir deux types principaux d'O.P.S. : une D.P.S. de désagréga­tion, et une D.P.S. de dépôts (cette dernière étant constituéede deux microhorizons de dépôts laminaires et turbulents).

Sur alluvions sableuses. le mécanisme majeur est le tasse­ment. -qûi-intërvi~nt-aûssi-biensur les grains du squelette. quesur l'argile issue d'un micro-transfert vertical. Il existe, cer­tes. quelques dépôts (de flux turbulent. plutôt que de flux la­minaire). mais leur extension est beaucoup moins importante quepour le site précédent. Il s'agit par conséquent d'une D.P.S. de'tassement.

~~r_~~~~g~_9~~~rt!g~~. le mécanisme principal est la priseen masse superficielle consécutive à la dessiccation. Il favoriseainsi la formation d'une D.P.S. de condensation. Nous désignonsainsi l'organisation le plus simple pour laquelle ce mécanismegénéral est le seul à intervenir.

Les anaiysBs morphologiques et les études expérimentalesnous ont donc permis de proposer plusieurs modèles génétiques.Il convient de présenter également les différents critères diag­nostics. qui permettent de distinguer. à partir de caractèresmorphologiques simples. les différents types génétiques de micro­horizon~ A cette fin. ces critères sont présentés sous la formed'une classification dichotomique (Tabl. N°22).

18) LA FORMATION DES D.P.S. NATURELLES.!

Alors que la nature pédologique des sols diffère considéra­blement d'un site naturel à l'autre. l'organisation pelliculairede leur.surface présente une forte analogie. Dans le~ trois cason distingue. en effet. après les pluies. la succession des micro­horizons suivants :

• Un microhorizon de sables hétérométriques déliés, que l'onpeut attribuer aux dépôts de flux turbulents, remaniés par desécoulements ultérieurs et par l'action éolienne. Il est. de fait.plus marqué sur alluvions sableuses. où le rejaillissement estparticulièrement actif (Fig. N°13. 14-2. Photo. N°43. 44 et 45).que sur alluvions argileuses moins sensibles à l'impact des gout­tes (Photo. A-J). et que sur pavage désertique où les élégrossiers jouent un rôle protecteur {Fig. N°16-2a1. Une partiede ce matériau peut se former aux dépens du microhorizon sous­jacent : l'action éolienne peut réduire. en effet. la cohésionde ce dernier.

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La succession fréquente des trois microhorizons précédentsne correspond donc pas, au moins pour le dernier, aux mêmes mé­canismes de formation.

("st~uctural crusts").

"sail crusting", pour les D.P.S. épaisses"sail sealing", pour les D.P.S. fines"slaking", pour les D.P.S. de désagrégation

III - fJOTE SUR LA DEGRADATIOn DE LA STRUCTURE ET LE PHErlOi1ENE

DE "BATIANCE" •

Mais nous avons montré que des D.P.S. pouvaient se Consti­tuer san~v\e choc de gouttes intervienne. Sur les alluvions ar­gileuses, 'les essais PIDGER ont montré. en effet, que la déstruc-

Un ~icrohorizon sableux, légèrement pris en masse, quiprésente fréquemment une porosité vésiculaire, surtout lorsqueprédominent les sables fins. Il s'agit de matériaux correspon­dant à des dépôts de flux laminaires. Ce microhorizon est peuépais lorsque le rejaillissement joue un rOle important sur laconstitution de l'O. P.S. (site sur alluvions sableuses: Photo.N°45. Il est plus épais sur les autres sites (cf. Description,en 1ère partie, des états de surfaces naturelles après lespluies. et Fig. N°16).

Le terme de "battance" n'a pas de véritable traduction enanglaise ) (cf. Introduction générale). L'adjectif "battant"qualifie aussi bien une pluie qu'un sol. Classiquement ce phéno­mène est présenté comme la combinaison du rejaillissement et desdépôts lamin~ires, qui résultent du ruissellement. Les gouttes"éclatent. entra1nant avec elles des particules de terre, qui"retombent à des distances atteignant facilement plusieurs di­"zaine de centimètres et dépassant parfois un mètre. Elles pos­"sèdent une énergie considérable ••• La terre que retombe mélan­"gée à l'eau prend une consistance boueuse et les éléments gros­osiers se séparent des plus fins. S'il y a ruissellement, ces"dernièrs sont entra1nés , sinon ils se déposent à leur tour"et forment des dépOts lités caractéristiques ••• L'uffet de bat­"tance ne se produit que si le terrain n'est pas couvert." Cettadéfinition. extraite de l'ouvrage "LE PROFIL CULTURAL" (HENIN.GRAS et MONNIER, 1969). précise les différents mécanismes qui in­terviennent dans le phénomène de battance.

Un microhorizon à domin~nce plasmique et porosité vésicu­laire. Malgré la similitude d'organisation, les mécanismes géné­tiques peuvent différer d'un site à l'autre: sur alluvions ar­gileuses et sur pavage désertique, l'origine la plus probable estla désagrégation. suivie d'un tassement (cf. Surface des agré­gats émergent de la parcelle labourée). M~is il peut s'agirégalement d'une lamine constituée de micro-agrégats argileux,déposés par un flux laminaire, puis ressoudés (Photo. N°36-F) •Sur alluvions sahleuses, notre diagnostic est mieux assuré: lasimilitude des organisations situées à la surface de la parcellelabourée après les pluies, sur la surface naturelle, et en pro­fondeur, tend à démontrer en effet. que dans les trois cas, ils'agit d'une D.P.S. de tassement, associée à un micro-transfertvertical de l'argile.

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Il nous p3ra1t intéressant. de décrire brièvement l'organi­sation pelliculaire superficielle d'un sol hydromorphe de COTED'IVOIRE, situé en milieu ferrallitique de savane [OIMBOKRO)

[Fig. N°44, Photo. N°66 et 67).

,turation appara1t même sous une lame d'eau qui ne ~uisselle pas.Ceci rejoint les ~ésultats de HILLEL (1960) et de EMERSON (1967).Des processus aut~es que le ~ejaillissement et le ~uissellement

peuvent également intervenir: le mic~o-t~ansfert, le tassementdes constituants de surface (plasma et squelette), le gonflementet la liquéfaction [Tabl. N°41). .

De plus, la battance est un phénomène caractéristique dessols limoneux [les loess du Bassin Pa~isien, par exemple), Or,des O.P,S. existent également, comme nous l'avons vu, sur dessols t~ès sableux. la formation des O.P.S. est donc un phénomèneplus général et para1t surtout associé aux faibles teneurs enmatière organique. Ce de~nier point explique. en partie. puurquoila p~ésence d'O.P.S. est si commune dans les Zones arides ou sub­arides.

Emprisonnement

de l'air

Micro ~horizon compa.:té

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vtSICULESDEfORMATION

CDTE- D'IVOIRE

L'AIR ET DE

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n' 661

D'EMPRiSONNEMENT DE

( SOL HYDROMDRPHE .

1cf. photo

SCH~MAf1G.44 :

Pour ces raisons, l'emploi très fréquent du terme de "pelli­cule de bat tance" pour l'ensemble des O.P.S. des régions sèchesnous paratt impropre. Nous proposons le terme plus général 1'~­

ganisation pelliculaire suoerficielle, qui peut ~tre utilisé pourdas matériaux variés ayant subi des processus différents.

IV - NOTE SUR LA POROSITE VESICULAIRE, On distingue de haut en bas

• Un microhorizon. constitué également de sables fins cimen­tés, présentant une porosité vésiculaire très développée [le dia­mètre des vésicules peut atteindre 2 mm),

, Un mic"ohorizon constitué de sables fins cimentés [dépOtslaminaires tassés), dont l'épaisseur peut localement être infé-

rieure à 5 mm.

Remarquons que les vésicules se développent dans une zoneanalogue è celle observée en zones subdésertique et sahélienne,c'est-à-dire dans un matériau limité en haut par un microhorizonà sables fins cimentés, et è sa base par un microhorizo n peu per­méable (ici il s'agit d'un horizon hydromorphe, dans les autrescas, c'est un microhorizon à dominance plasmique),

La présence de.vésicules situées près de la surface du sola déjà été signalée par de nombreux auteurs, le plus générale­ment dans les régions subdésertiques, mais également dans desrégions plus humides ou dans des sols particuliers (SPRINGER,19581 ADAMS et ELLIS. 19601 HDlE, 19611 BREWER, 19641 VOL1<. etGEYGER, 19681 BOCQUIER, 1971, YAAlON, 19741 MOTT, BRIDGE etARNDT, 19791' PAGLIAI et LA MARCA. 19791 FERRES, 19801 etc ••• ).

du profiL à gley, qui constitue une(le site se trouve dans un bas-fond,

FORMATION PROPOSES PAR DIFFERENTS AUTEURS,C) lES MECANISMES DE

• l'horizon supérieurzone de battement de nappeà proximité d'un marigot).

Il nous èst arrivé, à différentes occasions, d'évoquer laprésence d'une porosité vésiculaire au sein des O.P.S •• Il con­vient de réunir ces données pour en déduire les mécanismes deformation de ce type de porosité.

En zone sahélienne, la localisation des vésicules est lamême que pour la région sub-désertique': celles ci se situentégalement au ,contact entre les microhorizons à sables fins lé­gèrement cimentés [de dépOts laminaires), et les microhorizonsà concent~ation de plasma sous-jacents (VALENTIN, 1981-A).

les trois organisations superficielles des milieux naturelsétudiés dans la cuvette d'AGAOEZ. contiennent des vésicules. Nousavons rema~qué que ce type de porosité se forme et se localisedans les microhorizons à concentration de plasma et dans ceux ri­ches en sables fins. plus particulièrement dans les zones de con­tact entre ces deux types de .matériaux [à la base des microhori­zons à grains fins de squelette légèrement pris en masse, et àla partie sommitale des microhorizons à dominance plasmique), Surles parcelles labourées, des vésicules se forment au cours despluies. non seulement dans les mêmes microhorizons. particulière­ment lorsqu'ils sont continus, mais également au sein de micro­agrégats argileux qui apPartiennent à des microhorizons, soit dedépOt laminaires [Photo. N°36-F), soit de désagrégation (Photo.N°36-C).

[AJ-RESUME- DES OBSERVA TloN-S EN MILIEU SUBOE5ERTTQOE./

lB) OBSERVATIONS EFFECTUEES DANS D'AUTRES ZONES CLIMATIQUES.)

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2 - CONSERVATION.

d'un matériau à faible diffusivité gazeuse); 'dans d'autres casla production de gaz résulte de fermentations, ou de réactionsde chimie minérale. La faible densité du gaz provoque alors uneascension plus ou moins marquée de ces vésicules qui viennent enbuttée contre le matériau superficiel à porosité réduite ••

b) b~~~Ql~~iQD_~~2~rfi~i~11~_r~~~D1~'

Il arrive que le microhorizon à porosité vésiculaire se trouvedirectement en surface [exemple: site naturel sur alluvions argi­leuses avant les pluies: Photo, N°1S). Cela implique que le maté­riau sus-jacent a été décapé après la formation de ces v6sicules .

UN INDICE

DE COMPORTEMENT.

LES VESICULES PROCHES DE LA SURFACE DES SOLS3 -

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Quel que soit le milieu étudié. il semble donc que la présenced'une porosité vésiculaire proche de la surface. souligne la pré­sence d'un microhorizon sus-jacent à porosité réduite et le plussouvent d'un matériau sous-jacent à diffusivité gazeuse égalementfaible [Les échantillons déposés dans les pots munis d'un trou hla base. et couverts en surface. ne contiennent pas de vésicules:EVENARI, YAALON et GUTTERMAN. 1974). Cette faible diffusivité ga­zeuse s'acom~~~ne généralement d'une conductivité hydraulique sa­turée également réduite des organisations superficielles. Or, nousavons montré qu'en zone subdésertique [deuxième partie) les carac­tères hydrodynamiques des microhorizons superficiels conditionnent,pour une grande part, l'infiltrabilité de l'ensemble du sol. Ilsemble donc possible de pouvoir utiliser la présence de vésiculesproches de la surface, comme indice de faible perméabilité.

Au cours de la dessiccation. la condensation favorise laprise en masse des constituants des parois auxquelles elle con­fère ainsi une certaine rigidité. Cette organisation reste cepen­dant fragile si aucun autre mécanisme consolide les parois : ellepeut en effet âtre détruite par déflation éolienne (Site naturelsur alluvions argileuses avant les pluies: Photo. N°15). ou biensous la pression exercée en surface. par le pas d'un homme parexemple. Les microhoriznns à forte porosité vésiculaire non con­solidée [photo. N°SS) ont ainsi une très faible portance. Comme'l'ont signalé les auteurs déjà cités. les parois des vésiculesse voient parfois consolider par des précipitations de calcaire.ou par des enduits salins. EVENARI: YAALON et GUTTERMAN (1974). si~nalentque des revêtement, d'algues peuvent également renforcer la co-

hésion de ces parois •

Plusieurs chercheurs ont Proposé différents modèles de for­mation

Ainsi EVENARI, YAALON et GUTTERMAN (1974) ont tenté de re­produire expérimentalement en laboratoire les r.onditions de for­mation de ces vésicules. Pour ce faire, ils ont déposé dans despots, des échantillons de granulométries différentes (sablesg~ssiers, sables fins et limons qu'ils ont, soit recouverts deboites de Pétri, soit laissés nus. Au cours de l'humectation.des vésicules se forment dans tous les cas. mais elles ne restentpermanentes que pour les échantillons couverts et davantage pourles sables fins que pour le.limon. La densité et la taille desvésicules augmentent avec le nombre de cycles d'humectation etde dessiccation, Les auteurs concluent que les vésicules se for­ment lors de l'humectation. Elles se maintiennent lorsque l'airainsi emprisonné ne peut s'échapper ni par le haut (au labora­toire. la boite de Pétri constitue l'obstacle, rOle joué par leséléments grossiers dans le cas des pavages désertiques). Les va-'riations diurnes de température, en provoquant une fluctuationdu volume des gaz, favorisent le développement et la stabilisa­tion de ce type de porosité.

1 - FORMAlION.

Les remarques précédentes tendent à montrer que la conver­gence de forme des vésicules situées à proximité de la surfacedes sols tient essentiellement au type de contraintes exercéessur les parois des pores lors de l'augmentation de pression d'ungaz emprisonné. Les origines de ce gaz sont variées: comme nousl'avons vu il peut s'agir de l'air qui ne parvient pas à se dé­gager lors de l'infiltration (ou plus généralement de l'imbibition

• C. CAEVERR~ M. FROMAGET et G. BOCQUIER (1972) : Quelques as­pects micromorphologiques de la pédogénèse des sols de pdldersconquis sur le lac TCHAO. Cah. ORSrOM. sér. Pédol., vol. X,N°4 1 373-387, 18 photo •• 12 réf.

l(f) CONCLOSfQN .1

• PALETSKAYA, LAVROV et KOGAN (1958) ont signalé qu'un mé­canisme différent pouvait intervenir lors de la formation desvésicules. situées en surface des takyrs du TURKEMNISTAN : ils'agirait de la production de gaz carbonique liée à la transior"mation de bicarbonates en carbonates sous l'effet des hautestempératures. Les carbonates qui se déposent sur les parois desvésicules auraient alors tendance à fossiliser cette porosité.

• CHEVERRY, FROMAGET et BOCQUIER (1972)* ont observé la for:mation de vésicules en forme de "champignons·, situées égalementdirectement sous une O,P.S. imperméable, dont elles provoquentlocalement des boursouflures. Leur formation est. provoquée ~ar

la fermentation de composés organiques contenus dans les horizonssous-jacents [Il s'agit de sols de polders du lac Tchad qui ontsubi après l'exondation une évolution en conditions hyperalca­lines). La conservation de ces vésicules est assurée par les en­duits salins ou organosalins, qui se solidifient par dessiccation.

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Ce type de porosité se formant en régions subdésertiques aucours des averses, il est ainsi possible d'évaluer l'effet de ladéflation éolienne au cours de la saison sèChe suivante: elleérode par exemple, en moins d'un an la quasi-totalité des deuxmicrohorizons superficiels sableux, qui recouvrent la surfacenaturelle sur alluvions argileuses après les pluies. La profon­deur d'apparition des vésicules d'O. P.S. peut ainsi servir àévaluer l'intensité de l'action du vent,

CONCLUSIONS GENERALES

1 - LES PARTICULARITES DE L'OBJET D'ETUDE, ET DES METHODESD' M~P.LYSES rH SES Ef'I OEUVRE.

Cette étude diffère tout d'abord de la plupart des travauxpédologiques par la nature de l'objet d'étude: il ne s'agit pas.en effet, de la totalité du sol ni même de l'horizon superficiel,mais de la surface du sol. considérée comme un volume de faibleépaisseur. organisé lui même en microhorizons. et représentantune microdifférenciation pédolooigue superficielle. Ces organisa~

tians pelliculaires superficielles sont biologiquement peu influ­encées dans les régions subdésertiques: elles constituent ainsiun cas d'interface rinci alement minérale entre la édos hère etl 'at~osphère alnSl gue hydrosp re, Or cette interface. en rela-tion directe avec les agents climatiques. se forme. se modifie oupeutdisparattre dans des temps très courts. par rapport à ceuxque nécessitent les processus pédogép.étiques conduisant à la dif­férenciation de la totalité d'un sol. Ainsi. des échelles de temosaussi courtes pour la formation et l'évolution des D.P.S •• vontautoriser de~.expérimentations in situ pour analyser directementaussi bien leur comportement que leur genèse.

Les méthodes d'études adaptées à cet objet particulier ontété en premier lieu des techniques de caractérisation morphologi­que, aux différents niveaux de perception: à l'échelle du site.du microhorizon, et de l'organisation microscopique de celui-ci(microscopies optique et électronique). Cette analyse qualitativede l'organisation des différents constituants a été complétée parune étude quantitative de la porosité. qui est elle même détermi­née précisément par le mode d'assemblage des constituants (micro­morphométrie opta-électronique).

En second lieu. les caractérisations morphologiques ont étéassociées à une étude expérimentale. portant sur différents com­portements des organisations pelliculaires superficielles et réa­lisée in situ, alors que la plupart des travaux entrepris dansce domaine portent sur des échantillons remaniés testés en labo­ratoire. Pour ce faire. plusieurs techniques particulières ontété mises en oeuvre

L'infiltration a été caractérisée de deux manières. par ledispositif classique du double anneau et par un dispositif desimulation de pluies. Il apparatt que la valeur de conductivitéhydraulique saturée détSrminée par le premier dispositif estfortement influencée par une évolution de l'état de surface seproduisant sous lame d'eau. et qui est bien différente de cellesous averses. Par contre la simulation de pluies permet de déter­miner. outre différents paramètres empiriques, la conductivitéhydraulique saturée du sol dans les conditions naturelles (à par­tir de résolutions graphiques simples).

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L'étude expérimentale de la sensibilité à l'érosion. diffèreégalement des travaux habituellement entrepris dans ce domaine.S'il existe en effet plusieurs relations empiriques permettantde prévoir l'érosion depuis l'échelle du continent (à partir desdébits solides des grands fleuves) jusqu'à celle du champ (àl'aide de résultats acquis sur des parcelles d'une dizaine de mè­tres), c'est seulement à une échelle plus grande. comme celle dum2 que nous avons retenue, qu'il est possible d'analyser sur leterrain les mécanismes de dissociation (détachabilité) et de trans­port des particules.

Par ailleurs. la faible épaisseur du matériau étudié inter­disait l'emploi de la sonde neutronique pour mesur~en place lesvariations de son humidité. Pour cette raison, nous avons utili­sé l'humidimètre à chocs thermiques.

Enfin. nous avons confronté les données morphologiques aux 'résultats des mesures expérimentales. non seulem~~t pour en ~er­

mettre l'extrapolation, mais également pour en tirer des conclu­sions concernant la genèse des organisations pelliculaires super­ficielles.

II - LES PRINCIPAUX RESULTATS OBTENUS.

A - UNE CONVERGENCE DE STRUCTURE.

Les trois-sols étudiés sont très différents par leur typepédog~nétLque et par leur composition granulométrique : sol peuévolué alluvial sableux. sol peu évolué alluvial argileux. solde reg à pavage désertique sur paléosol tronqué. Néanmoins leursorganisations pelliculaires superficielles présentent dans le mi­lieu naturel. qu'il y ait ou non un pavage, et indépendamment dela nature et de la densité de celui-ci. la m~me succession de hauten bas de trois microhorizons :

- un microhorizon de grains de sable déliés,- un microhorizon de grains de sable légèrement adhérents, à

porosité vésiculaire,- un microhorizon à dominance plasmique.

TOutefois le premier peut manquer totalement et le second~tre réduit à un placage discontinu. Les différence~microstructu­

raIes sont plus marquées entre parcelle labourée et parcelle na­turelle d'un même site: la structure le plus complexe (sur allu­viOns argileuses) est ainsi constituée de trois microorganisationsqui sont liées génétiquement et qui se distribuent logiquementaussi bien dans le temps que dans l'espace: (ce qui présente'd'ailleurs une certaine analogie avec les relations génétiques dessols répartis le long de toposéquences)

une organisation conservée (comparable à un "matériau ori­ginel". qui affleure en amont, et se trouve à la base desmicro-profils à l'aval de la parcelle labourée).

une orgùnisation transformée. dont les relations avec lematériau sous-jacent reppellent celles qui relient un solà son matériau originel.

une organisation litée. analogue. à une autre échelle, àune structure sédimentaire de dépôt.

La parcelle labourée sur alluvions sableuses reconstitue.dès les premières pluies. une D.P.S. analogue à l'organisationnaturelle. et à celle des traits laminaires contenus dans leshorizons profonds. Sur reg. l'évolution est plus lente. et l'é­tat de surface de la parcelle labourée ne subit pas de transfor­mations très sensibles au cours des pluies. du fait de la fortecharge en éléments grossiers.

B - DE FAIB~ES DIVERGENCES DE COMPORTEMENT.

La pr=3~~ce en surface d'organisations pelliculaJres réduitconsidérablement les disparités de comportement. que pourraientlaisser supposer les différences de nature pédologique.

Ainsi la réduction de la porosité des tout premiers milli­mètres. et la nature vésiculaire de celle-ci. entra!nent une di­minution générale des conductivités hydrauliques saturées. quiappartiennent ainsi à un intervalle restreint de valeurs faibles.L'analyse des organisations superficielles couplée aux mesures depluies simulé~s conduit. de ce fait. à des diagnostic de compor­tement très différents de ceux que l'on obtient par les méthodesclassigues : caractérisation macroscopique. éventuellement coupléaà des mesures au double anneau.

Dans tous les cas. la résistance mécanigue à la pénétration-et donc l'obstacle à la levée des semences- augmente au cours dela constitution des D.P.S •• Cette tendance à l'induration super­ficielle. outre l'effet de la dessiccation. para!t étroitementliée à l'énergie cinétique reçue avant l'apparition du ruisselle­ment.

La présence d'D.P.S. au sommet d'un profil. réduit égalementdans tous les cas étudiés le phénomène d'appauvrissement en argile,du fait de la résistance à la détachabilité des microhorizons à do­minance plasmique. Les processus qui interviennent au cours de ladésagrégation diffèrent cependant, en fonction de la nature granu­lométrique de l'horizon labouré. Ce sont en effet davantage lesmécanismes liés à l'humectation : fragmentation par éclatement,gonflement. liquéfaction associée à des micro-transferts verticaux.qui interviennent sur la dégradation de la structure des agrégatsargileux (ici smectitiques). que le mécanismes de rejaillissementdes particules provoqué par l'impact des gouttes de pluie. L'im­portance relative de ces mécanismes est inverse sur alluvions sa­bleuses.

C - DES PROCESSUS GENETIQUES COMPLEXES.

Il est possible de distinguer trois processus généraux inter­venant lors de la formation des D.P.S.

- la dissociation des particules. suivie d'une ségr~gation

entre le plasma et le squelette.

- des transferts, qui peuvent être verticaux ou latéraux,

- un réarrangement suivi, éventuellement, d'une évolutionultér1eure ln SltU.

Plusieurs mécanismes composent ces processus. et leur impor­tance diffère selon les types de micro horizons : ce sont humecta­tion, re~aillissement, tassement, micro-transfert vertical, trans­port et épôt par des flux lam1na1res ou turbulents. Ils se suc­cèdent dans le temps. mais peuvent également se combiner. Cesmécanismes -si l'on fait exception de· ceux liés aux ruissellement­ont leur effet maximum au début de la pluie, pendant la phased'imbibitlon. Et si la constitution des D.P.S. étudiés n'a·néces­sité que quelques dizaines de millimètres de pluies. elles parais­sent par contre assez stables lors des pluies suivantes.

Les processus de formation sont donc multiples et varientd'un site à l'autre. particulièrement pour les parcelles labourées.Leur correspondent diffèrents types génétiques de microhorizons,auxquels sont associés certains caractères diagnostics morohologi­~, qui permettent de prévoir certains types de comportement.

Plusieurs processus présentent des analogies d'interventiona des échelles d'espace et de temps différentes. Ainsi les loissédimentologiques. qui régissent la répartition des sols alluviauxdans la cuvette (reg. sol sableux, sols argileux) s'appliquentégalement à l'échelle de la parcelle. On distingue en effet surces surfaces des zones de départ (assimilables au massif de l'Air),des zones de transferts (comparables au lit des Koris) et des zo­nes de depôts (analogues aux sols de la cuvette). En outre, l'~volution que subissent les matériaux déposés par le ruissellementen nappe est analogue à celle des sols alluviaux il pavage (reg,et alluvions sableuses) : soumis à l'action du tri granulométriqueopéré par les écou13ments ultérieurs, et au vannage éolien, ilss'enrichissent en particules grossières et se couvrent ainsi peu àpeu d'un microhorizon à grains grossiers de squelette. Il en estde même, mais à une autre échelle, des sols alluviaux dont la sur­face s'appauvrit par érosion sélective, en particules fines, notam­ment en sables fins, fraction la plus sensible aux érosions hydri­ques et éolienne.

III - EXTRAPO[~TION DES RESULTATS AUX ECHELLES REGIONALEET ZONALE·

La caractérisation des organisations pelliculaires superfi­cielles et la reconnaissance de leur distribution spatiale. per­mettent tout d'abord une certain extrapolation de nos résultatsà l'échelle r.égionale, c'est-à-dire à la cuvette d'AGADEZ. Laformulation physique des résultats expérimentaux nous conduit

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également à considérer que nos conclusions sur les relations entreles types d'organisation et leur comportement ont une portée plusgénérale. Il nous semble ainsi possible de les appliquer à l'en­semble de la zone subdésertique située au sud du Sahara.

Les observations. et les résultats de mesures, que nous avonsobtenus par ailleurs dans d'autres zones climattgues. nous condui­sent également à présenter quelques relations générales entre lesorganisations superficielles de ces régions et celles étudiées enzone subdésertique.

Il est tout d'abord nécessaire de rappeler que le taux de ma­tière organique augmente des zones arides aux zones plus arrosées,et que de ce fait les sols acquièrent une meilleure stabilitéstructurale et donc une sensibilité moins marquée à la formationd'D.P.S •• Néanmoins. en zone sahélienne les organisations super~i­

cielles montrent une grande Slm111tude avec celles étudiées dansla région d'AGADEZ. En effet, elles présentent également après lespluies la ~em~ succession des trois microhorizons reconnus au coursde ce travail, associée à des pavages plus ou moins denses et gros­siersl il n'existe pas, néanmoins, de vrai reg. La présenc8 d'unvégétation herbacée apporte cependant un type de distribution spa­tiale dlfférent de celui de zone subdésertique. Le vent érode.en effet. les deux premiers micro horizons sableux des zones dépour­vues de végétation. alors que les touffes de graminées jouent lerôle de piège pour les particules transportées. Se forme ainsi unedistribution en taches, d'une dizaine de m2 de diamètre chacune.qui correspondent à deux types de surface : La première est cons­tituée du microhorizon à dominance plasmique, qui conserve dansses anfractuosités de surface des reliques du microhorizon sableuxlégèrement pris en masse. Elle est semblable à l'D.P.S. décritesur le site naturel argileux avant les pluies. La deuxième. asso­ciée aux graminées, présente une succession de microprofils super­posés, analogue à celle observée sur le site sableux.

Il semble ainsi, qu'il n'y ait qu'un très oetit nomhre demicrodifférenciations superficielles dans le mllieu naturel aussibien en zone subdésertique qulen zone sahéllenne, ce qU1 a pourcorolla1re une conver ence énérale du corn ortement su erf1clel

es so s vls-à-V1S de eau. La disparité de nature pédologique.assez marquée en zone sahélienne. ne correspond donc pas à desdifférences très nettes quant à l'infiltration et au ruisselle­ment. du fait.de la présence en surface d'D.P.S. qui uniformiseles phénomènes de dynamique actuelle.

En zone ferrallitique de savane. le type et la distributiondes D.P.S. sont nettement plus complexes du fait de la présenced'une végétation dense qui couvre le sol pendant une partie impor­tante de l'année. et de l'action importante de la pédofaune quiremanie ces organisations. Les variations sont. dans ce cas, nonseulement spatiales et dépendantes ~Tincipalement de la positiontopographigue, mais également saisonnières et liées aux rythmesbio-climatiques.

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in1629-

LISTE DES FIGURES

Page

2

2

9

2

2

4

3

Carte de situation d'AGAOEZ.

Esquisse géologique.

Carte de situation des sites expérimentaux.

Les trois principaux types d'organisations pellicu­laires superficielles dans la cuvette d'AGAOEZ.

S La distribution des trois types d'organisationssuperficielles et les variations latérales et trans­versales de la composition granulométrique des hori-zons superficiels dans la cuvette d'AGAOEZ. 11

1

6 Les profils pédologiques des sites étudiés. 14

Fig. N°

7 Composition granulométriques des profils étudiés. 17

8 Caractères analytiques des trois sols étudiés. 19

9 Organisation microscopique de l'O.P.S. naturellesur alluvions argileuses. 22

10 Organisation microscop~que des deux premiers micro­horizons de l'O.P.S. naturelle sur alluvions argi-leuses. 23

11 Coupe d'agrégat avant les pluies. 29

12 Distribution dans l'espace et dans le temps des O.P.S.de la parcelle labourée sur alluvions argileuses. - 32

Organisation macroscopique de l' O. P. S. naturelle suralluvions sableuses. 33

Organisation microscopique de l'O. P. S. naturelle suralluvions sableuses. 36

O.P.S. A pavage dense caillouteux. sur paléosol. 41

13

14

1S

16

17

18

19

20

Organisation microscopique de l'O.P.S. naturelle surreg.

Schéma de l'aiguille Proctor.

Influence de l'humidité sur la résistance des O.P.S.naturelles.

Effets de l'humidité et de l'énergie cinétique despluies sur la résistance des O.P.S. de labour (19)O.P.S. sur alluvions argileuses. (20) : O.P.S. suralluvions sableuses.

42

,53

,55

59

21 Analyse quantimétrique de la porosité de trois micro-profils. site N'Oouna. 65

22 Analyse du "ruissel)ement et de l'infiltration (d'aprèsLAFFORGUE. 1977). 90

.....,...----,..-... 49 ... -- .._~..... _~'~, ._---, .,~-~.-

-212 -

PageLISTE DES TABLEAUX

93

7 1

97

85

91

84

74

77

81

12 (

13;

15'

101

10<

10C

10C

10<

Page

Effet du ruissellement à régime constant Rx sur laturbidité Cx (C x = a Rx + b).

Comportement des classes granulométriques vis-à-visdes principaux mécanismes de détachabilité.

Principaux mécanismes intervenant lors de la genèsedes différents microhorizons étudiés.

Evolution du stock hydrique d'un sol nu et d'un solcouvert.

Fréquence des hauteurs de pluie annuelle et journa-lière (d'après HOEPFFNER. LEGOULVEN et OELFIEU. 1980). 4

Caractéristiques du complexe absorbant des horizonsanalysés (meq/100g). 18

Effet de la pluviométrie sur la levée du mil. 60

Effet de l'énergie cinétique des pluies d'imbibitionsur la levée du mil. 60

Estimations des conductivités hydrauliques saturéeset des résistances hydrauliques de microhorizonssuperficiels à partir de l'analyse micromorphométri­~lle •

5

2

3

4

20

18

19

21

6 Conductivités hydraulique saturées et diamètres despores estimés par la méthode PIOGER.

7 Principales caractéristiques des pluies simulées.

8 Détermination des paramètres du modèle de GREEN etAMPT (1911).

9 Comparaison de résultats obtenus selon la méthodePIOGER et la simulation de pluies.

10 Comparaison de résultats obtenus selon la méthodeMUNTZ et la simulation de pluies (d'après LAFFORGUE._et NAAH. 19761 Côte d'Ivoire. sol ferrallitique dé­saturé).

11 Paramètres expérimentaux de la relation: Pi • A + Ai

12 Hauteurs des pluies d'imbibition (mm) des cinq aver­ses à 60 mm/ho

13 Comparaison des deux méthodes de détermination desconductivités hydrauliques saturées.

14 Comparaison des valeurs des conductivités hydrauli­ques saturées calculées à partir des relations deGREEN et AMPT (1 & 11) Ks et des valeurs empiriquesd'intensité limite de ruissellement Il'

15 Lames infiltrées et pluie d'imibition cumulée pourl'ensemble des essais.

16 Rapport des lames ruisselées cumulées aux hauteursde pluies cumulées.

17 Vitess~s de ruissellement (cm/s) et pentes des par­celles.

Tabl. N°

103

135

130'

117

142

125

12 B',

119,

11 B,

117

154

118,

98

96

des O.P.S. de la parcelleargileuses.

de l'O.P.S. de la pa~celle

sableuses •.

Exemple d'évolution des intensités d'infiltrationet de ruissellement au cours du temps. 95

Effet du déficit de saturation sur l'intensité d'in­filtration à régime constant.

Effet de l'intensité des pluies et de l'hétérogénéitéde surface sur l'intensité d'infiltration en condi­tions très humides.

Evolution des lames ruissellées cumulées au cours desneuf pluies cumulées réparties en trois séquencespluvieuses.

Evolution du stock hydrique d'un sol nu et d'un sol couvert~09'

Evolution de la lame évaporée cumulée sur so~ nu. 109'.Evolution du front de dessication et de l'évaporationjournalière sur un sol nu. 109

Pluviogrammes.hydrogrammes et turbidigrammes. Sitesur argile. Première séquence pluvieuse. Parcellenaturelle.

Schéma de constitutionlabourée sur alluvions

Schéma de constitutionlabourée sur alluvions

Pluviogrammes. hydrogrammes et turbidigrammes. Sitesur argile. Première séquence pluvieuse. Parcellelabourée.

~luviogrammes. hydrogrammes et turbidigrammes. Sitesür argile. Deuxième séquence pluvieuse. Parcellenaturelle. -

Pluviogrammes. hYdrogrammes et turbidigrammes. Sitesur argile. Troisième séquence pluvieuse. Parcellenaturelle.

Pluviogrammes, hydrogrammes et turbidigrammes. Sitesur argile. Deuxième séquence pluvieuse. Parcellelabourée.

Pluviogrammes. hYdrogrammes et turbidigrammes. Sitesur argile. Troisième'séquence pluvieuse. Parcellelabourée.' 11~

Effet de l'intensité de ruisselle~ent sur la turbidité.1~

Les deux types de pics de turbidité. 12~

Courbes cumulatives granulométrique des matériauxérodés et des horizons superficiels.

Comparaison de la composition granulométrique desmatériaux érodés et des horizons s~perficiels.

Comparaison des classes granulométriques des sables.~sentes dans les matériaux érodés et les horizonssuperficiels.

Comparaison des effets de l'air et de l'eau (érosiontransport et dépôt) sur les différentes classes gra·nulométriques (diaprès HJULSTROM. 19351 BAGNOLD1937l. •

42

33

34

35

43

41

40

-39

36

'37

38

Fig. N° 23

24

25

26

27

28

29

30

31

32

22 Classification des microhorizons étudiés. Caractèresdia~nostics. types p,p.nétiques et comportements. 16:

ANNEXE I

APPLI CATI Oil DE LA r1ICRor'lORPHDrlETRIE OPTO-ELECTROfUQUE

A L'ANALYSE DE L'ESPACE PORAL

A) METHODES PLUS ANCIENNES

Les premières méthodes qui ont été utilisées en vue de déter­miner la distribution de la taille des pores d'un matériau pédolo­gique reponse sur la loi de JURIN. appliquée aux courbes humidi­té-succion. Comme le souligne LAWRENCE (1977). cette approche pré­sente de graves inconvénients. particulièrement pour les solsargileux: pour les valeurs élevées de potentiel. le volume desvides on effet a tendance à diminuer à cause de l'affaissement desparois porales. Cette méthode a été a~éliorée par le remplacementde l'eau par un liquide non polaire (azote à-196° C. par exemple)(AYLMoRE et QUIRK. 1967. GALLAVAN et GREENE-KELLY.1972). mais iln'est pas démontré que la porosité originelle se maintienne aucours de tels essais (LAWRENCE. 1977). Il en est de même pour lesmesures menées à l'aide du porosimétre à mercure proposées parWASHBRUN (1921).

A cOtés de ces méthodes "aveugles" se sont développées destechniques d'analyse de la porosité. qui reposent sur l'examenmicroscopique de lames minces de sol. JoNGERIUS (1974) et ISMAIL(1975) en énoncent quelques unes:

Méthode des lignes sécantes (REoLICH. 1940). Une trame dedroites parallèles est posée sur la lame mince. ou unagrandissement photographique. Les segments de droites quitraversent les pores sont mesurés . La porosité est évaluéepar le rapport de ces longueurs à la longueur totale.

Méthode des points (SWIEToCHoWSKI et JABLoNSKI. 1964l Leprincipe de cette technique est le même que pour la méthodeprécédente. mais la trame de droites est remplacée par unemicro-grille. Un gain de temps est obtenu. lorsque l'onassocie ce système de comptage à un analyseur optique detaille de particules (JoNGERIUS. 1963).

Planimétrage. Certains auteurs (GAoGIL. 1963, KUBIENA.BECKMAN et GEYGER. 1961) ont proposé le planimétrage desvide~ sur des agrandissements photographiques (utilisationd'un planimètre. ou découpage et pesée des unités porales).

Utilisation de cellules photo-électrigues. BECKMAN et GEYGER(1967) ont mesuré l'opacité de photographies particulières(photogrammes) à l'aide de cellules photo-électriques. Cetteopacité est inversement proportionnelle à la surface porale.

11:'

- 216 -.- 217 -

à t~avers les deux nicols parallèles. Un transparent positif estobtenu à partir de ce deuxième négatif. En superposant le premiernégatif et ce transparent. il est possible de réaliser un deuxièmetransparent négatif appelé "photogramme". sur lequel seuls les vi-des apparaissent en noir (ISMAIL, 1975) .

domaines anisotro-pes transparents : noir + transparent · noir

débris végétaux: noir noirtransparent + ·:

domaines opaques : transparent + noir · noir

terre fine: gris + gris · gris:

vides : transparent + transparent · transparent

Ces méthodes optiques présentent de nombreux avantages parrapport aux mesures indirectes :

La porosité originelle est conservée. lorsque l'imprégnationdes lames est correctement réalisée.

La distribution de la taille des pores peut être déterminéeavec une meilleureprécision qu'au moyen de lois physiques.toujours simplificatrices.

Une analyse de la forme des pores est possible.

Mais ces divers procédés ont pour inconvénient majeur d'être

laborieux.

Bl LA MICROMORPHOMETRIE OPTO-ELECTRONIQUE

premier négatif transparent positifdeuxième

transparent~ositi:

QUlNTlMfT - 720 )

FIG. A: SCHEMA DU DISPOSITIF D'ANALYSE OPTO- ELECTRQNIQUE

Oivers objectifs permettent à l'épidiascope de couvrir unelargeur de champ qui peut varier de 2 à 12 cm (FISCHER. 1971l.Ces images optiques sont décomposées en 600 000 impulsions élec­triques. A chacune d'entre elles est associé un petit carré del'écran de télévision. qui correspond à une surface analogue dela lame mince de 0,41 ~ à 132 u de cOté. suivant le système op­tique et le grossissement utilisés.

Le dispositif est également capable de donner les pourcen­tages de surfaces porales pour différentes classes de vi­des. La distribution des pores selon leur taille s'effec­tue d'une manière automatique et très rapide.

Périmètre (Pl. Le quantimet calcule pour chaque pore nonseulement sa surface mais également son périmètre.

La surface S : il s'agit du pourcentage de surface sélec­tionnée selon l'intensité des impulsions. On fixe la li­mite d'intensité qui correspond aux vides. Chacune dessurfaces unitaires est indiquée par un point blanc surl'écran du téléviseur. Un crayon électronique permet desélectionner à volonté la zone de l'image sur laquelleles mesures doivent être effectuées. Il est ainsi possj­ble de délimiter avec précision les microhorizons d'uneO.P.S •• et d'effectuer des répétitions.

Le détecteur électronique permet de classer les impulsionsselon leur intensité tandis que l'unité de calcul détermine un.certain nombre de paramètres dont les principaux sont

ClAYONmClID.IOUI

3~/ 1

/ ~1~ ~

ICIAN Il TELEVISEUR

L'utilisation des analyseurs électroniques d'images est ré­cente. Cette technique a été introduite en pédologie par les cher­cheurs de l'Institut des Sols de WAGENINGEN. aux Pays-Bas (JONGE­RIUS et al., 1972l. Il s'agit en fait d'une amélioration trèssensible de la méthode des points qui a été présentée ci-dessus.Un détecteur électronique, couplé à une unité de traitement dedonnées. sélectionne les signaux transmis par le faisceau d'unéc~an de téléviseur (Fig. Al.

~ Pour l'étude des vides dont le diamètre est supérieur à 30 ~.il est nécessaire d'avoir recours à la réalisation d'un photogramme.Pour celà. on prend un cliché polaroid d'une lame mince grossiedeux fois à travers des nicols qui sont croisés au début de la pri­se de vue. Pendant l'exposition. l'un des filtres polarisants esttourné. par étape de 10°. jusqu'à 50°. Un deuxième cli~hé est pris

Nombre. Le nombre de surfaces élémentaires sélectionnéesapparait sur l'écran. Un dispositif électronique permetde ne comptabiliser qu'une seule fois chaque pore" y com­pris deux qui sont très contournés.

D'autres paramètres peuvent être obtenus. comme le nombred'intersections avec des parallèles horizontales ou verticales.le nombre de protubérances etc, •••

- ...__ 1_._""

- 218 ~- 219 -

"

Indice de forme. L'unité de traitement de données calcule______ •.. _ indice l de la forme: l • A x B où A. B

Cilet C sont des paramètres susceptibles d'être déterminéspar le quantimet. Afin d'établir une classification despores suivant leur forme, il est commode de prendre:

A • S.B • 1. C • P et n • 2. soit l • S .~

Pour un cercle. l • 1 • soit l • 80.10- 3 .-;r;;-

L'expérience montre que les pores peuvent être considéréscomme vésiculaire lorsque: l ~ 40.10- 3 , et comme allongésou planaire: l < 15.10- 3 • Les vides qui correspondent àdes valeurs: 15.10- 3 ~ l < 40.10- 3 • sont ~es pores deformes intermédiaires.

Uns telle programmationdistr~bution des poresmais également d'après

permet à la m6chine de fournir lanon seulement d'après leur taillel'indice de forme (Fig. N°21).

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Plusieurs inconvénients sont à signaler à propos de cetteméthode. L'an_alyse d'une surface n'est pas celle d'un volume. Ceproblème est ëlassique en pédologie puisque les 5015. qui sont desvolumes. sont examinés (et classés) suivant les caractères de leurcoupe (profil). La réalisation de plusieurs lames minces dans desplans différents permet de résoudre partiellement le problème(BoUMA. JoNGERIUS et SHooNoERBEEK, 1979). '

De plus. la qualité des lames minces doit être très bonne.L'analyse des photogrammes réclame en effet des contrastes bien

marqués.

L'inconvénient majeur de ce dispositif est son coat (environ500 000 F.F .• en 1980) qui limite considérablement le nombre delaboratoires susceptibles d'en être dotés.

Son utilisation très récente en pédologie laisse espérer desapplications très intéressantes. BoUMA. JoNGERIUS et SCHooNoERBEEK.(1979) ont montré que cette approche permet une estimation satis­faisante de la conductivité hydraulique saturée d'un sol. Nos ré­sultats signalent l'intérêt de l'utilisation de la quantimétrieopto-électronique pour l'étude des organisations pelliculaires su­perficielles. Il est très probable (et souhaitable) que de nombreu­ses applications de cette technique nouvelle restent à découvrir.

c) CRITIQUE DE LA METHODE

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tANNEXE II

PRINCIPES D/UTILISATIml DE L' H1FILTRorlETRE A ASPERSION

Al PRINCIPE DE L'APPAREIL

L'infiltromètre à aspersion construit par l'DRSTOM s'appa­re~te à l'appareil proposé par BERTRAND et PARR (1960). Son ori­ginalité, par rapport au modèle précédent, réside dans sa possi­bilité de faire varier l'intensité de pluie en cours d'averse.La parcelle est en effet arrosée par un gicleur, qui est animéd'un mouvement de balancier. Le réglage de l'angle d'oscillationpermet de couvrir une surface plus ou moins grande. L'intensitémesurée sur la parcelle d'unmètre carré dépend ainsi de l'ampli­tude du balancement.

Les détails de construction et d'utilisation (pression.tail­le de l'anneau de garde, etc ••• ont été présentés par ASSELINE etVALENTIN (1978l, Il convient de préciser que l'infiltrom~tre. lé~

gèrement modifié depuis la fabrication du prototype. permet àprésent de couvrir une gamme d'intensités de 25 mm/h à 140 mm/hoLes figures B et C présentent l'ensemble du dispositif.

Les intensité d'infiltration sont déterminées par différenceentre l'intensité de pluie simulée et l'intensité de ruisselle­ment. qui est enregistrée par un limnigraphe à mouvement rapide.Les intensités de pluies sont vérifiées après chaque séquencepluvieuse au moyen d'un bac pluviographique (Fig. Cl.

Les prélèvements d'eau de ruissellement sont effectués àpartir d'une dérivatio~ du canal d'écoulement.

Bl ENERGIE CINETIQUE DES PLUIES SIMULEES.

L'un des problèmes les plus délicats de la simulation depluies est l'obtention de caractéristiques proches de celles despluies naturelles. L'énergie cinétique des pluies (1/2 m.v2l dé­pend de la masse: m et de la vitesse d'impact des gouttes: v.Ces deux:paramètres peuvent être calculés à partir de la distri­bution de la taille des gouttes.

La méthode la plus couramment utilisée pour déterminer lediamètre das gouttes de pluie a été proposée par BENTLY (1904).Elle consiste à recueillir les gouttes de pluie dans un bac defarine. Les agrégats qui se forment sont tamisés et se répartis­sent en plusieurs classe~de taille. Une relation permet de passeraisément du diamètre de l'agrégat à celui de la goutte qui l'aformé. Nous avons procédé à ce type de mesures sous pluies simu­lées et sous pluies naturelles. Les essais en cours à ABIDJAN.ne sont pas achevés. Les résultats qui correspondent au~65 pre­mières pluies dépouillées s'ajustent sur la fonction:

Ec 7.79 + 3,09 Ln (I) avec n ~ 65 et r 2 • 0.38. significatifà 0.1 %

2E : énergie cinétique en Joules/mm de pluie/ mc

Ln (Il: logarithme népérien de l'intensité de pluie exprimée enmm/ho

Les résultats donnent. pour les pluies simulées. des valeursproches de celles des pluie~ naturelles (Fig. D). L'approximationest meilleure que pour la plupart des autres infiltromètres à as­PGr~jon.

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FIG. nSCIIEN A DE l" INfiLTROME1RE A ASPERSIQI{

INFILTROMETRE : OISPOSITIF OE RECUEILLEMENT ET O' EW~~G1STREMENT DES

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- 227 -

C) PREPARATION DES PARCELLES

L'enfoncement des cadres dans les organisations pelliculairessuperficielles fragiles pose un problème délicat. Pour celà, onopère une incision dans le sol de quelques centimètres de profon­de~r qui correspond aux dimensions du cadre. Une fois celui-ciinstallé, du goudron fondu est versé le long des bordures pour as­surer une étanchéité convenable. Cette préparation est satisfai­sante. Les pluies d'imbibition peuvent être en effet extrêmementcourtes même sur un sol sec (cf. la première pluie sur la parcellenaturelle du site sur alluvions argileuses). Un tel résultat nepourrait pas être obtenu si l'O.P.S. avait été fragmentée lorsd'un enfoncement en force du cadre infiltrométrique.

0) CRITIQUE DE LA METHODE

Deux inconvénients sont à signaler à propos de cette méthode •Il n'est pas possible jusqu'à présent d'abaisser l'intensité depluie au dessous de 25 mm/ho Pour les climats tempérés, les pluiessimulées correspondent par conséquent à des évènements climatiquesrares. La critique majeure est la faible dimension de la parcellpqui pose les problèmes d'extrapolation des résultats à l'échelledu champ. Mains nous avons montré que'les résultats obtenus parcette méthode sont néanmoins nettement plus intéressants que ceuxde la méthode~du double cylindre (MONTZ ou PIOGER).

Le succès de cet eppareil montre qu'il présente de nombreuxavantages. Il en existe à l'heure actuelle plusieurs modèles: un.en Baie de Somme. un. en Haute-Volta. deux en COte d'Ivoire. D'au­tres sont en cours de construction en Tunisie. au Togo et au Came­roun. Son coOt est relativement bas (le 20ème d'un simulateur detype SWANSON). Il peut être transporté très facilement par un seulvéhicule (d'Abidjan à Agadez. par exemple). Il réclame peu d'eau encomparaison avec les simulateurs plus conséquents. Cette présenteétude montre le type d'applications de ce dispositif: analyse desphénomènes d'infiltration. de détachabilité. de formation des O.P.S. de résistance mécanique à la levée de semences ••• Son utilisa­tion récen.e en hydrologie laisse envisager des appl~cations trèsintéressantes quant aux possibilités de classement des bassins ver­sants, enfin il est d'un maniemiment très aisé.

FIO. D: COMPARAISON DES ENERGIES CINETIQUES DES PLUIES NATURELLES

1 IIIDJU 1 ET SIMULEES 1 INIIlIIDIiIIII & UPlUIU J

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E) ORIENTATION BIBLIOGRAPHIQUE

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PLANCHE l

LE SITE D'ETUDE DANS LA CUVETTE D'AGI\DEZ

Photo. 1 - Dune vive située dans la partie aval de la cuvette. àproximité du seuil de N 'OOUNA (Fig. 3).

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Profil corr,espondant' au site ARG. (photo. 4). La struc­ture polyédrique de l'hotizon superficiel apparaît ,~et­

tement. Les agrégats sont d'autant plus petits qu'ilssont proches de la surface! 'lors d.'un travail superfi­ciel du sol [ouverture de rigOles par exemple : photo.4 - H -J, ils se retrouvent en surface (voir ég~lementphoto. 7), '

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Profil correspondant ,au site REG (photo. 3J. On distinguenettement la discontinuité entre l'horizon 5-20 cm et l'trizon 20-45~(à structure columnaire).

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Ph 0 t 0 • 2 - Seu il a mo nt de lac u ve t te: Aze l '(Fig. N° 3). si tué en­tre deux versants granitiques (Fig, 2). On distingue àl'arrière plan un plateau. Celui-ci est couvert d'un"pavage désertique" ("reg"J,

Photo. 3 - Site expérimental sur pavage' désertique (REG). situé enbordure de la plaine alluviale (Fig. 3J. Les' axes deruissellement sont tapissés de sables (en clair sur laphoto.J.

Photo. 4 - ,Site expérimental sur èlluvions argileuses (ARG.) • situéà l'aval de la cuvette.Ce cliché permet également de présenter quelques élémentsde l' inf1 Itromètre. (Fig. 3).A bâti de l'infiltromètre muni de bâches protectrices

contre le vent.e motopompe d'alimentation. Elle refoule l'eau sous

pression jusqu'au gicleur (photo. 611.C motopompe de vidange de la cuve limnigraphique (pho­

to. 62).o piquet d' "ancrage" de l' infiltromètre. En raison de

l~ violence des vents. les câbles sont en acier.E batterie. Elle permet l'alimentation électrique du

moteur qui anime le gicleur (photo. 61).F bouteilles de prélèvement des eaux de ruissellement.

On distingue également :G plateau et ver~ant à pavage désertique, ("reg") sur

grès (Fig. 2 et 3).H rigole d'évacuation des eaux de ruissellement de

l'anneau de garde. situé à la périphérie de la par­celle.

Photo. 6 -

Photo. 5 -

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PLANCHE II

EVOLUTION DE L'ETAT DE SURFACE DE LA PARCELLE LABOUREESUR ALLUVIONS ARGILEUSES

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Photo. 7 - Avant 1es plui es. On remarque l' hétérogénéi té de lataille des mottes (ou agrégats) mis en surface parle labour manuel (cf. Photo. N°1B, 21 et 22).

Photo. B '- 10 minutes après le début de la première pluie (Inten­sité : 60 mm/hl. On note un gonflement de la surfacedes agrégats, ainsi qu'un début de colmatage des videsinter-agrégats (cf. Photo. N°22).

Photo. 9 17 minutes après le début de la première pluie. Le col­matage des vides inter-agrégats provo~ue la form~tion

de flaques (A). Le ruissellement est apparu 4 minutesaprès cette prise de vue.

Photo. 10 - Après la première séquence p1uvi~use (après 5~,4 mmde pluie). On remarque, à la surface des zones de ra­lentissement du ruissellement, la présence de micro-agrégats argileux (S). '

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Photo. 11 .. Cinq minutes après le début de la deuxième séquencepluvieuse. Le ruissellement commence, alors que les

~' flaques se sont formées dès les premières minutes depluie (C), et que les fentes de retrait ne sont pastoutes encore refermées.

Photo. 12 - Deuxième pluie de la seconde séquence pluvieuse (In­tensité 120 mm/hl. On distingue nettement l'impact desgouttes dans les zones de ralentissement du ruisselle­ment (Dl.

Photo. 13 - Quinze minutes après la fin de la dernière séquencepluvieuse. Seuls émerge de la surface glacée la par-tie restée exondée. au cours des pluies. des agrégatsqui, étaient les plus grossiers avant la pluie (cf. Pho­to N°n.

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Deux jours après la dernière séquençe pluvieuse. Dinombreuses fentes de retrait se sont installées sur laparcelle. Il est possible de repérer les zones de pré'lèvement E, F et G, qui correspondent aux photos sui-

! vantes : ._"• (E) Agrégat émergent "de l'amont' : Photo. N'o31,.l t NO',",_ ,,) (F) Zone de ralentissement du ruissellement: Pho o.

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PLANCHE III

SITE SUR ALLUVIONS ARGILEUSES

1) Parcelle naturelle

Photo. 15 - (cf. Fig. N°'o). Coupe verticale (lame mince) de l'o.P.S.naturelle du site sur alluvions argileuses. On distingueles deux premiers micro-horizonsA Le micro-horizon discontinu, sableux. contenant des

reliques de vésicules (B).o Le micro-horizon continu argilo-limoneux, à porosité

vésiculaire (C).

Photo. 16 - En mic-oscopie électronique à balayage (M.LB.l. On re­marque le treillis de micro-organismes filamenteux, ausein du deuxième micro-horizon argilo-limoneux.

Photo. 17 - Ene correspond au cadre (El de la photo précédente. Desparticules de la taille des limons fins adhèrent auxmicro-organismes filamenteux.

2) Parcelle labourée

Photo. 18 - Etat de la surface après le labour manuel (DétaiL de laPhoto. N°ll. La porosité inter-agrégats est importante.

Photo. 19 - Vue en coupe (lame' mincel d'agrégats. avant les pluies(cf. Fig. N°1 i l. On discerne les micro-agrégats argi­leux (Fl inclus dans le fond matriciel sombre (papuleset micro-pedsJ.

Photo. 20 - En microscopie optique. On distingue un micro-agrégat(Gl. probablement une papule, et le fond matricielsombre (Hl. Assemblage ·porphyrosquelique. -

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PLANCHE IV

EVOLUTIONS DES O.P.S, DE LA PARCELLE LABOLIREESUR ALLUVIONS ARGILEUSES

Photo. 21 - En bordure de l'anneau de garde. on distingue différentsstades d'évolution de la surface. en fonction des quan­tités d'eau de pluie reçue: A - agrégats originels;B - le volume des agrégats a augmenté. Ils ont commencéA "fondre" en colmatant les vides inter-agrégats; C ­cette surface a reçu les mêmes quantités d'eau que laparcelle, son aspect est glacé.

Photo. 22 - Sept minutes après le début de la première pluie. Onremarque le gonflement de la surface des agrégats. quiprennent un aspect "fondu". Les vides inter-agrégats~ommencent è se ~olmater.

Photo. 23 - En coupe (lame mince), treize minutes après le débutde la première pluie. L'imbibiti~n s'accompagne d'unphénomène d'éclate~ent et de fragmentation dont lesproduits (El. commencent ~ colmater les pores inter­agrégats. On distingue au-dessus (Dl les matériauxcorrespondant au début de la désagrégation.

Photo. 24 - Elle correspond au cadre (Dl de la photo précédente.Les agrégats se fragmentent sous l'effet de· l'humec-_~

tation. mais la ségrégation entre les micro-agrégatsargileux (F) et les grains de squelette (Gl reste'limitée.

Photo. 25 - En coupe (lame mincel. 20 minutes après le début dela première pluie. Alors que la partie centrale desagrégats. non affectée par l'imbibition, conse~ve lèurstructure initiale (Il. le gonflement de la zone péri­phérique s'accompagne d'un éclaircissage du fond matri­ciel et d'une orientation rubanée du squelette (Hl.L'orientation horizontale des matériaux, que l'on ob­serve è la surface. correspond è l'apparition de flaques.

Photo. 26 - On distingue nettement le fond matriciel conservé (Kl'du fona matriciel modifié (Jl très' éclairci. pauvre enplasma, contenant principalement des grains de quartzlavés et des micro-agrégats.argileux.

Photo. 27 - En coupe (lame mincel. 40 minutes après le début delapremière pluie. On peut discerner: ·un fond matricielconservé (Nl. contenant des papules dont la porositéest principalement planaire. un colmatage progressifde la macro-porosité inter-agrégats(Ml, et l'apparitiond'une porosité vésiculaire au sein d~s micro-agrégatsargileux humectés (Ll.

Photo. 28 - La ségrégation entre les grains de squelette et le plas­ma s'accentue avec le temps. Les sables ~ont de plus enplus lavés (Dl. alors que les zones I,~n encore h..:mectée~

conservent leur structure initiale (en sombre sur la'i--] ,-----;)hot-- -~ IP;--' -~, ,-- l---' ----------','- I.__ ----.J l_._! \. J , --) ',_J _._..J l~ [ j

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PLANCHE V•.J~

LES AGREGATS EMERGEfITS DE L~ PARCELL~ LABOUREE

SUR ALLUVIONS ARGILEUSES

Photo. 33 - En coupe. au microscope optique. La· porosité dE' cetagrégat émergent a fait l'objet d'une quantificationopta-électronique (cf. 2ème partie. Fig. N°21). On dis'tingue :-les traces d'impact des gouttes (les fracturesconcholdôles sont liées au phénomène de rejaillissement(Il. - le tassement et la concentration en plasma dudemi-millimètre situé directement sous la surface. - lemaintien de la structure originelle. et notamment de laporosité (K) dans la partie sous-jacente.

On distingue la partie émergée des agrégats soumis àl'impact des gouttes de pluies. tandis que leur base;recouverte de la lame d'eau de ruissellement. présenteun aspect glacé. .

En coupe. après dessiccation. On remarque une surface glacéed 'où émergent quelq.'Je s ag réga t s. Cet tes u rf ac e cO rres­pond à une O.P.S. continue. même sous les partiesexondées des agrégats. qui se trouvent ainsi dépourvusde "racine". Sous cette O.P.S. les agrégats présententun aspect émoussé. mais la plus grande partie de lamacro-porosité initiale est conservée .

En coupe. agrégat émergeant de l'amont de la parcelle.après les pluies (cf. photo. N°14-EJ. On remarque laconservation de la structure originelle dans la partiesommitale de l'agrégat (0). Une figure d'érosio, indiquele niveau atteint p~r la lame de ruissellement (6). Souscette limite et légèrement au-dessus. la structure del'agrégat a été modifiée (éclaircissage et orientationrubanée du.squelette (El. porosité vésiculaire (FJ. Aupiëd de l'agrégat. on distingue une O.P.S. de dépat(structure litée. très faible porositél.

En coupe. agrégat émergeant du centre de la parcelle.après les pluies (cf. photo. N°14-Gl. Comme sur la pho­to. précédente. on note la limite atteinte par la lamede ruissellement (Sl. Les traces d'impact appar~issent

également (Il. ainsi que la porosité vésiculaire dansla zone à fond matriciel légèrement modifié (F). Lafente (H). qui traverse l'O.P.S. de dépôt (C) et lesmicro-agrégats argileux sous-jacents. est postérieureaux pluies (cf. photo. N°14).

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Photo. 30 -

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.

·,1!.i1; et 32). On distingue la surface essentiellement plas-

J mique et à micro-agrégats argileux (L) et les traces~;1' d'impact (I) sur la surface criblée de la partie exon-J dée de l'agrégat. Sa base est occupée par une O.P.S.

') de dép/\t [Ml.

:i: Photo. 35 - Photo. M.E.6. Elle correspond au cadre (M) de la photo.• !.j! précédente. La surface est constituée de limons et·" d'argile. La porosité. observée à cette éche~~e est.J.. très réduitEl ·(cf. cette même porosité à d'autres échel-'",__ -,. \~_._-)'. ~~~Î l~-."hotf· - .~lo31 ~t. ~~C).

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PLANCHE VI

Montage photographique N° 36. On distingue trois grandes parties.qui sont, de bas en haut (cf. Fig. N°12)

J - 0,0-0.2 mm : un m;crohorizon de sables grossiers déliés.On note également dans ce ,microhorizon la présence de quelquesfragments de micro-agrégats argileux.

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1) Une organisation originelle conservée (10-17 mm) (A). Le plasmaargilo-limoneux. isotique. assombrit le fond matriciel. Le sque­lette ne présente pas d'orientation particulière. Les vides sontle plus souvent planaires. L'assemblage est porphyroBqUelique(les grains de quartz sont inclus dans le plasma). Les micro­agrégats argileux -papules et micro-peds- apparaissent en noirdans la masse: ils sont peu fissurés.

MICRO-PROFIL CORREsporml\fH A UNE ZONE DE RALENTISSEMENT

DU RU 1SSELLE!'1Etn DE LA PARCELLE LABOUREE

SUR ALLUVIONS ARGILEUSES, APRES LES PLUIES

2) Une a. P. S. de désagréga ti on (6-10 mm) (B). Le plasma est plusrare. Il en résulte que le fond matriciel. est plus clair et qu'ily a un enrichissement relatif en squelette. Celui-ci a une orien­tation rubanée. parallèle à la surface des organisations origi­nelles conservées. On observe une ségrégation nette des grainsde quartz et des micro-agrégats argileux. Ceux-ci fragmentés àla base de cette O.P.S. semblent 6e ressouder au sommet(C) oùils présentent un~ porosité vésiculaire (0).

- H - 1.2-2.0 mm : un microhorizon de sables grossiers et demicro-agrégats non soudés. la porosité est très réduite.

- 1 - 0.2-1.2 mm : un microhorizon sableux. très peu poreux. Ilcontient quelques fragments de micro-agrégats argileux. On ob­serve trois sous-microhorizons : des sables grossiers à la basedes sables fins au milieu et des sables grossiers. de nouveau.au-dessus.

3) Une a.p.s. de dépôt (0-10 mm) ou "trait laminaire complexe"(BOCQUIER 1974) composée de plusieurs micro-horizons (de E à J)

E - 4.5~6 mm: un microhorizon sableux. très peu poreux. Lalimite avec l'O.P.S. précédente est nette et horizontale .

F - 3.0-4.5 mm : un microhorizon à micro-agrégats argileuxressoudés et à porosité vésiculaire (0). Il contient égalementquelques sablJs grossiers. L'assemblage est porphyrosquelique.·(les grains de quartz sont inclus dans la masse plasmique).

G - 2.0-3.0 mm : un microhorizon sableux. très peu poreux. Il,est constitué principalement de sables grossiers à la base etde sables fins au-dessus.

La'posi~ion de ce micro-profil sur la parcelle est mentionnéesur la photo. N°14-F-. Ses relations latérales pvec les autres:point~

d'observation sont indiquées sur la Fig. N°12. Une interprétationgénétique concernant la formation de ce micro-profil est 'proposéedans la troisième partie.

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PLANCHE VII

SITE SUR ALLUVIONS SABLEUSES

CARACTERI SAT IOn MACROSCOP 1QUE

Photo. 37 - Profil pédologique SAB. On distingue :a - l'horizon superficiel constitué d'une superposition

d' O. P. S.b - des alluvions s~bleuses sans structure lamellaire.c - des alluvions sableuses à charge grossière et struc­

ture lamellaire.

Photo. 38 - Détail de la photo précédente (N°37-c). Les horizonsprofonds sont constitués. de niveaux à sables et· élémentsgrossiers. très boulants (dl. ~t de traits laminaires(e) (cf. photo. N°46l.

Photo. 39 ~ Etat dg surface de la parcelle naturelle avant les pluie

Le simple souffle permet de dégager les microhorizonssuivants :g~- un pavage discontinu et gravillonaire.h - un mi~rohorizon à sables fins cimentés et à ~orosité

vésiculaire.i - un microhorizon argileux. discontinu '(la disconti­

nuité n'est pas visible sur le cliché).

Phot~. 40 - En coupe, et dégagée au pinceau •. apparaissent une super­position de différentes O.P.S. enfouies au sein du pre­mier horizon pédologique (comparer avec la photo. N°38-el. .

Photo. 41 - Parcelle labourée, avant les pluies. On distingue leséléments structuraux apportés en surface par le labouret les traces de ratissage.

Photo. 42 - Etat de la surface de la parcelle labourée après lespluies. On reconna!t : le pavage rare gravillonaire(I). le microhorizon argilo-sableux. fragile et dis­continu. l'horizon Ap (m). qui ~ conservé des élémentsstructuraux mais est compacté (très faible porositéinter-agrégats). Comparer cette organisation avec cellede l'horizon Ap du site sur alluvions argileuses (photoN°30). et celles d8 l'O.P.S. naturelle du même' site(photo. N°40) et des traits' laminaires enfouis (photo/N° 38).

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Montage photographique N° 44 - (cf. Fig. N°14). Détail du cadre·(~) de la photographie précédente (le cliché en mi­croscopie optique est inversé par rapport à la macro­photographie N°43. Il est possible de discerner:

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Photo. 43

PLANCHE VIII

a.p.s. NATURELLE SUR ALLUVIONS SABLEUSES

CARACTERISATION f1ICROSCOPIQUE

Vue générale d'une lame mince. correspondant à un p~é­

lèvement réalisé après les pluies. en aval de la par­celle. On distingue nettement le microhorizon argileux(A). qui sépa~e deux microhorizons sableux denses (cf.photo. N°44 et 45).

1 - Les éléments grossiers d'un pavage rare gravillon­naire.

2 - un microhorizon continu à sables grossiers déliés.

3~- un microhorizon continu, à sables fins cimentés.Assemblage intertextique. Le type de vide (A) cor­respond soit à d'anciennes vésicules alignées ho­rizontalement et tassées à leur formation. soità un artefact de fabrication de la lame mince.

4 - un microhorizon argileux à porosité vésiculaire.Assemblage porphyrosquelique. Les vésicules (B)se localisent principalement au sommet du micro'horizon.

5a- un microhorizon continu à sables cimentés. La fente(Cl est très probablement due à un artefact.

5b- un microhorizon à sables grossiers faiblement ci­mentés. Asso~blage de type granulaire.

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PLANCHE IX

SITE SUR ALLUVIONS SABLEUSESCARACTERISATIO~ MICROSCOPIQUE

1) Site naturel

Photo. 45 - Micro-photographie de lame mince correspondant à unéchantillon prélevé en position amont, sur la par­celle naturelle après les pluies. Les microhorizonssuperficiels sableux sont moins épais qu'à l'aval de

,la parcelle (Photo. N° 43 et 44). Le l)licrohorizonargileux sous-jacent apparaît distinctement (A).

Photo. 46 - Organisation microscopique des trait laminaires argi­leux enfouis (profondeur 80 cm) : B. On remarque la "similitude de structure avec les microhorizons argi­leux superficiels (Photo. N°43, 44 et 45).

Photo. 47 - (M. E. B.). Microhorizon argileux de la parcelle natu­relIe, (vue en coupe, cf. Photo. N°45-A). On remarqueque la porosité de ce microhorizon ~st très réduite.La majeure' partie du microhorizon sus-jacent a dis­paru lors des manipulations •

.2) Parcelle labourée

Photo. 48 - (M. E. B.). Microhorizon argilo-sableux de la parcellelabourée après les pluies (vue verticale). On remarquedeux petites vésicules (0).

Photo. 49 - (M.E.B.). Détail du 'cliché précédent. Les par'ois d'unevésicule ne sont pas 'lisses (il s'agit de métavides).Les particules. argile et limon,sont orientéesparallè­lement à la surface de la paroy.

Photo. 50 - (M.E.B.). Partie sommitale du microhorizon argilo­sableux (vue en coupe à fort grossissement). Les pre­miers microns superficiels sont bien orientés paral­lèlement à la surface.

Photo. 51 -(M.E.B.). Vésicules ovoIdes (L) buttant contre un grainde squeiette (K). (On remarque, Que ces pores ont unfaible diamètre comparé aux vésicules du microhor1zonargileux de l'O.P.S. naturelle. Photo. N°44- 4B).

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PLANCHE X

SITE SUR PAVAGE DESERTIOUE

(Voir également les photo. N° 3. 5 et·GO).Photo. 52 - .Etat de surface de la parcelle naturelle ap~ès les pluies. Pavage

désertique ou "reg".

Photo. 53 - Etat de surface de la parcelle labourée.' après les pluies. On re­marque la proportion élevée de galets apportés par le labour. L'8­chelle est donnée par la bordure de la parcelle (1 ml.

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Photo. 54 - Détail de surface de la parcelle naturelle après' les pluies. Aprèsavoir enlAvé un galet. on distingue nettement les élé~nts grossiersenchâssés dans les microhorizons (Fig. N°15-1 c- et 161 :

A microhorizon continu a sables fins déliés (Fig. 15-2a-, 16-2al~

B microhorizon discontinu (localisé à la périphérie des élénlentsgrossiers (enterrésl à sables fins légèrement cimentés et aporosité vésiculaire (Fig. 15-2b- et 16~2b).

C : microhorizon continu.,.argilo-limoneux (Fig. 15-3- et 16 -3-1.

Photo. 55 - Macro-photographie de lame mince correspondant a un échantillon pré­levé sur la parcelle naturelle après les pluies. On distingue lemicro-horizon discontinu a sables fins, légèrement cimentés. et àporosité vésiculaire (B - Fig. 16-2b) et le microhorizon argilo­limoneux sous-jacent (C - Fig. 16-3]".

Photo. 56 - Détail de surface de la parcelle labourée après les pluies. Le galet'indiqué par une flèche 3 été déplacé. A l'endroit qu'il occupait.on n'observe pas de porosité vésicul~ire. ni d'organisations pelli-culaires nettement différenciées. .

Photo. 57 - Détail de la photographie précédente. L'emplacement occupé par legalet est tapissé de petits agrégats à texture fine et a structurepolyédrique émoussée (0). L'organisation pelliculaire superficielleest discontinue. et ne se distingue du matériau sous-jacent que parune légère prise en masse. La porosité inter-agrégatr, engendrée parle labour. n'a pas disparu au cours des pluies (G). Cette organisa­tion superficielle diffère de celle observée sur la parcelle natu­relle (Photo. N°541 par l'absence. d'une part de microhorizons cor­respondant a une ségrégation granulométrique et d'autre part de po­rosité pelliculaire.

Photo. 58 - (M.E.B.). Vue verticale de la surface de la parcelle labourée aprèsles pluies. On remarque l'hétérométrie des ;matériaux et l'absenced'orientation. L'assemblage du squelette constitué principalementde sables fins et de quelques sables grossiers (Photo. N°58-F) est

. de type granulaire. associé à une porosité intersticielle. Quelqueséléments structuraux. a prédominance plasmique. apportés à la sur­face par le labour. ont conservé. sans mo!=li fication importante; leur.structure initiale.

Photo. 59 - (M.E.B.). (A plus fort grossissement que le cliché précédent), Ondistingue les unités structurales à prédominance plasmique (El desgrains de squelette (FI. Ces constituants ne p.~sentent pas d'orien­tations relatives.

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PLANCHE XI

IrJFILTRm·1ETRE A ASPERSrm'1

Photo. 60 - sae expérimental sur reg. On distingue le bat! de l'infi!tromètremuni de bâches protectrices contre le vent (cf. photo. N°4-Al. etle remorqua citerne (contenance 1000 Il, qui assure une autonomiede 1 h 30 de pluie).

Photo. 61 - Détail du dispositif d'aspersionC Tuyau d'amenée d'eau.D : Manomètre assurant le contrôle de la pression d'eau. à 3.70 m

de la surface du sol 'Jn autre manomètre contrOle la pressionà la sortie de la pompe d'alimentation (Photo. NG4~8J.

E Gicleur (du m~me type que ceux utilisés sur 19S engins. detraitements phytosanitaires).

H Biellette de réglage d9 l'amplitude de balancement du gicleur(et donc de l'intensité de pluie).

F C~ble qui COlMlBnde le réglage de l'intensi té de pluie.

Photo. 62 - Dispositif d'enregistrement:J :K.•:

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Can,)l collecteur des eaux de ruissellement.Canal évacuateur conduisant à la cuve limnigraphiQUB (situéesous le limnigraphel.Regard d'accès à la dêrivation du canal évacuateur·permettantdes prélèvements d'échantillons d'eau de ruissellement.TOle protectrice de la fosse contenant la cuve limnigraphique.LimnigI'8phe : la plume est reliée par un axe è un flotteur.Elle enregistre sur le limnigraphe, fixé à U!1 tambour tournantà vitesse constante, la montée des eaux dans la cuve sous-jacente.Parcelle d'essai (contenant ici. des pieds de mil - Ours!, Nordda la liauta-Vo!ta).

OBSTACLE r1ECAilIQUE A LA LEVEE DES SEr1ErKESle microt10rizon pelliculaire. sableux. constitué lors de3 pluies si­mulées à la slJrface d'un poquet constitue un obstacle mécanique à lalevêe du mil. Seule l'act1.on conjuguée des plant""lel C\""i germent simul­tanément per~et de rompre cette D.P.S. et d'a3surer ainsi la levée.d'où l'intérêt du semis en poquets des graines de petite taille ~corMle

le mil~ la force d'une seule plantule n'assure pas. en effet, la rup­.tL!re .1Ike.~stli.re). Cliché pris à Oursi. au Nord de la Hùute-Vol ta.

MESURES D'HUMIDITE A L'AIDE DE SO~DES A CHOCS .THERMIQUESPhoto. 64 On distinf;Ul sur cette photographie également prise à Oursi {Nord de

.Haute-Va 1ta J :a La parcelle d'essai infiltrométriquo : la rangêe de trous circu­

laires débouche sur le canal collecteur [cf. Photo. N°62-]1.P C~bles électriques reliant les faisceaux de sondas (Photo. 65-RJ

au bottier dp. mesure. L'alimentation électrique de celui-ci peutêtre assurée par la batterie de 12 v d'un vêhicule.

l'lICROHORIZON SABLEUX A POROSITE VESICUlAIRE DE DIMI30KRO

Photo. 65 - Les quatres ~ond8s (R) d'un même faisceau sont ici impiantées à pro­simité de la surface (à S. 10. 1S et 20 cm de la surface). Le clichéa été pris 10l~5 de l'ouverture de la petite fosse nécesstlire à l'ins~

tallaUon. Elle est rebouché ensuite.

PhOto. 67 - Micro·pllotographie de lame mince (vue en coupe) d'un microhorizonsableux A parasité vésiculIJire (cf. Photo. N°66). On rem.Jrqu9 ClU'llest constitué presque exclusiveroont de sables fins quartzeux.' da_nt:l'arrangement est de 'type granulaire CU). Ces grBins de squelet~B'composent les parois d'HI vésic:uhUI CV). qui nD !!lont p8S ...oour la

L' -~ -., : -"_)upar~-~=ascerC=~J" [--~. ~~~_~ [~=.I L _--) ~

Macro-photographie de bloc imprêgnê correspondant à un échantillonprélevé à pr'oximité de Dimbok.ro, en rêgion ferrDllitique de savùne(Centre-Sud de la Côte d'Ivoire). Il s'agit d'un microhori,zon sa­bleux à porosité vésiculaire (T) compris entra un microhorizon su­perficiel sableux, peu épais (infêrieur à 1-rMl - S -) et très peuporeu:'l:, et un horizon hydromorphe sous-jacent. Ce type d'horizonn'offre qu'une très faible portance (un hOl11Tle laisse en marchantdes empreintes profond-3s).

Photo. 66 -

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DEDICACE

AVANT-PROPOS

SOMMAIRE

RESUME

ABSTRACT

TABLE DES MATIERES

1NTRODUCT 1ON' '. . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

1 - PRESENTATION GENERALE DE L'ETUDE.. •.•... •...•...•.... 1

Il - LE MILIEU SUBDESERTIQUE ETUDIE: LA CUVETTE D'AGADEZ 3

1 - Situation générale (Fig~ 1l............ •••• 3

2 - Géologie (Fig. 2l. •••••••••••• •.•• .•••••••• 3

3 - CIl ma t. . . . . . . • . . . . . . • . . • . • . • • • • . • • . • . • . . . . • 3

4 - HYd ro log i e (F 1 g. 3 l • • . . . • . • . . . • . • . • • • • • • • • • . - 4

5 - Végétation................................. 5

6 - Actlvit€> humaine........................... 5

III - REMARQUES CONCERNANT LES TERMES UTILISES.......... 6

IERE PARTIE: CARACTERISATION DES ORGANISATIONS PELLICULAIRES:::.:PERFICIELLES................................. 7

1 - DEFINITION ET DISTRIBUTION SPATIALE DE TROIS TYPESD'O~GANISATIONS SUPERFICIELLES.. •.•.•....... 9

II - LES PROFILS PEDOLOGIQUES CORRESPONDANT A CES TROISTYPES D'ORGANISATION SUPERFICIELLE........ .••••... 10

Al SOL DE REG. A PAVAGE DESERTIQUE. SUR PALEDSDLDERIVE DE GRES ARGILEUX........................ 101 - Un pavage grossler de galets.. .. ........ .... 102 - Un paléosol tronqué.................. ••.••• 123 - Une dalle de grès sableux argileux altéré.. 13

7 .r,} _.~.... ._ ~ ~.._ _._.. _._. __

Bl SOL PEU EVOLUE D'APPORT ALLUVIAL. SABLEUX.. .•. 13

- Une superposition d'O.P.S. à pavage raregravillonnaire............................. 13

2 - Des alluvions sableuses sans structurelamellaire................................ 13

3 - Des alluvions sableuses à charge grossièreet à structure lamellaire........... •.•••. 15

Cl SOL PEU EVOLUE D'APPORT ALLUVIAL. ARGILEUX. ••• 15- Des alluvions argileuses .••••••••••••••• ,. 15

2 - Des alluvions sableuses.... •••• •..•••• .•••• 153 - l'ne altérite de grès argileux............. 16

III - LA CARACTERISATION DES TROIS TYPES D'ORGANISATIONSPELLICULAIRES SUPERFICIELLES...... •.•. ..•........ 21

Al t'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE SANSPAVAGE. SUR ALLUVIONS ARGILEUSES (O. P.S. "ARG"l 211 - Parcelle naturelle....... •••••.•• •••• ••••• 212 - Parcelle labourée:.... •••••••• •••••••••••• 26

Bl L'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE A,PAVAGE RARE GRAVILLONNAIRE SUR ALLUVIONS.·SABLEUSES •.•••.•••••••••••••••••••••••• , •••••• 33

1 - Parcelle naturelle................ .•••.•••• 33

2 - Parcelle labourée •••••••.•••.••••••••..•••. 313 - Conclusion. •••••••• •••••••••••• •••• ••••.•• 39

Cl L'ORGANISATION PELLICULAIRE SUPERFICIELLE APAVAGE DENSE CAILLOUTEUX SUR PALEOSOL ••.•.••••• 40

- Parcelle naturelle ••••••••••••.•••••••••••• 40

2 - Parcelle labourée •••••••••••••••••••••.•••• 43

3 - Conclusion.... 44

IV - CONCLUSION DE LA PREMIERE PARTIE •..••.•.....•....• 45

Al COMPARAISON DES ORGANISATIONS PELLICULAIRESSUPERFICIELLES ••••••••••••••••• ~.. •• •• •• •••• ••• 45

Bl RELATIONS ENTRE LES O.P.S. ET LES SOLS ••••••••• 46

Cl INTERE~ ET LIMITES DE LA CARACTERISATION DESO. P. S ••••••••••••• "•• '•••••••••••••••••••••••. '" '47

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IIEME PARTIE: ETUDE EXPERIMENTALE DU COMPORTEMENT DESORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPERFICIELLES···· 49

1 - LA RESISTANCE MECANIQUE A LA PENETRATION DE DIFFE-RENTES ORGANISATIONS PELLICULAIRES SUPERFICIELLES .... 51

Al PRESENTATION DE L'ETUDE ET DES TECHNIQUES DEMESURES......................................... 51

Bl LES RESULTATS DE MESURES •••.•••••••••••••••••.•• 52

1 - Facteurs internes • 542 - Facteurs externes .•••.•••••••.•.•••.•••••••• 55

Dl CONSEQUENCES SUR LA LEVEE DES SEMENCES •••••••••• 58

1 - Résultats ••• 58

2 - Discussions •• .. ••• 613 - Amélioration des techniques culturales •••••• 61

II - INTERVENTION SUR LE CYCLE DE L'EAU ....•..........•.• 62

Al DIFFERENTES APPROCHES DE LA CONDUCTIVITEHYDRAULIQUE SATUREE •••••••••••.••.•••••••.••• L •• 621 - Evaluation de la résistance hydraulique

des O.P.S. à partir de l'analyse de leurespace poral •.••..•••••••••.•.••••••••• ••••• 62

2 - Mesures sous lames d'eau .•••••••.••••••.•••• 71

3 - Mesures sous pluies simulées ••.••••••••••••• 75

4 - Comparaison des méthodes utilisées etdiscussion .•••••••.. , ., ••• , ., ., •.•. •• ••••••• 83

Bl ETUDES DES RELATIONS : PLUIE-RUISSELLEMENT-INFIL TRATION SOUS PLUIES SIMULEES • 89

_ Détermination des quelques paramètres d'hy-drologie de surface .•••••••••.•••••••••••••• 89

2 - Les lames infiltrées. Conséquences agrono-miques ••.•.••••••••••.•••••••••••••••••••••.• 100

3 - Le ruissellement. Conséquences hydrologiques 102

Cl EVAPORATION •••• .. • 106_ L' humidimètre à chocs thermiques • 106:

2 - Evolution du stock hydrique d'un sol nu etd"un sol couvert •••••• 108

3 - ROle joué part les états de surface sur l'é­vaporation et les autres termes du biland'énergie ••••••.•••••••••••••••••••••••••••• 110

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171

169

164

165

166166167

164

164

Al UNE CONVERGENCE DE STRUCTURE ••••••••••••••.•••

Bl DE FAIBLES DIVERGENCES DE COMPORTEMENT ••••••••

- Formation •.•.•.•.•••.•.••••••• • ••••• ·••·••

2 - Conservation .•.•.•.•.•.•.•.•...•.•••••.•••

3 - Les vésicules proches de la surface dessols: un indice de comportement ..

cl DES PROCESSUS GENETIQUES COMPLEXES .•••••••••••

Bl OBSERVATIONS EFFECTUEES DANS D'AUTRES ZONESCLIMATIQUES .• " •.•.•.•.•.•••••••••••••.•••••••

Dl CONCLUSION .•.•.•••.•.•••••.•••.••••••••• · •• •••

Cl LES MECANISMES DE FORMATION PROPOSES PAROIFFERENTS AUTEURS .•••.•.•.•.•••••••••••••••••

A) RESUME OES OBSERVATIONS EN MILIEU SUBDESER-TIQUE ...•...•.•.•••.•.•.••••• • ••••• • ••• ••••·• •

~OTE SUR LA POROSITE VESICULAIRE .•.••.••.•.•...•••

III ~ EXTRAPOLATION DES RESULTATS AUX ECHELLES REGIONALEET ZONALE •••..••.•.•.•.••..•••.•••••.•.•.• •··•••··

LISTE DES FIGURES •••••••••••••••••••••••••• • ••• •••••••••••••

LI STE DES TABLEAUX ••••••• 1 ••• 1 ••••• 1 ••••••• 1 •• 1 •••••••• 1 ••••

ANNEXE 1." 1 ••• 1 ••••• 1 ••••••••••••••••••• 1 • t •••• , • 1 •• • • • ••••

ANNEXE II. 1 ••••• ri' • ", 1 •• l , 1 • ~ •• 1 ••••••• 1 •• , ••••• • •••• • l' ••••

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES ••••••••••••••••••••••••••••••• hors texte

BI BLI OGRAPH 1E, 1 • , •••••• 1 t •••• 1 1 ••••••••••• , •••••••• 1 1 • l , ••• ,

CONCLUS IONS GENE RALES •••••••••••••••••••••••••••••••• • ••••••

1 - LES PARTICULARITES DE L'OBJET D'ETUDE, ET DES ME­THODES D'ANALYSES MISES EN OEUVRE •••.•.••••••••.•••

II - :LES PRINCIPAUX RESULTATS OBTENUS •.•.•.•.•.•.••••.•

112 : IV -113

113

115

115

116116

122

127

127

129

134

136

139

141

141141152

152152155

157157157

.,2 - Le comportement des différentes classes gra­

nulométriques vis-à-vis des processus inter­venant lors de la détachabilité .••••••••••..

Cl LES MATERIAUX EROOES ••••••••••••••••.•••••.•..•.

1 - Oistribution granulométrique des matériauxentra1nés •.•••••••.•.•••.•••.•.•..•••••..•..

.~

Dl NOTE SUR L'ACTION DU VENT ••.•••••••••••.•••••.•.

El CONCLUSION ..•.•.•.•.•••••••••.•.•.•.••••••·••••••

A) SITE SUR ALLUVIONS ARGILEUSES ••••••••••.•••••••

1 - Parcelle labourée ~ ..

2 - Parcelle naturelle •••••••••••••••••••••.•.•

- Parcelle labourée ••••••.•••••••••••••••••••

2 - Parcelle naturelle •••••••••••••••••••••.•••

Bl LES TURBIOITES ..

1 - Définitions et résultats obtenus ••••••••..••

2 - L'analyse des différents types ~e turbidités(Cs et Cx) .•.•••.•••••.•.•••.•••••••.••••..•

. .Bl SITE SUR ALLUVIONS SABLEUSES •••••••••••••••.•.•

0) CONCLUSIONS •.••••..•.••.•.•.•• ~.••••••.•.•••.••.

1 - L'économie de l'eau dans la cuvette d'AGAOEZ

2 - Infiltration. ruissellement et évaporationen zone aride •••••••••••••••••••••••..•••..

Cl SITE SUR REG ..

1 - Parcelle labourée ••••••• ~ •••••.•.••••••••••

2 - Parcelle naturelle ..

III - DETACHABILITE .•.••••••••••••••••••••••••.•..•..•..

A) EROOIBILITE ET OETACHABILITE •••.••••••••••.•••.•

IIIEME PARTIE: FORMATION ET EVOLUTION DES ORGANISATIONSPELLI CULAI RES SUPERF 1ClELLES· •.•.•.•.•.......

1 - SCHEMAS DE FORMATICN DES ORGANISATIONS PELLICULAIRESSUPERFICIELLES .•.••.•••••.•.•.•••.•••••.•••••.•••.•.

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II - CONCLUSIONS SUR LA GENESE DES O.p.S. ETUDIEES...... 157

Al LA FORMATION OES O. P. S. APRES LABOUR........... 15B

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Bl LA FORMATION OES O.P.S. NATURELLES ••••••.••••.• ·

'111 - NOTE SUR LA DEGRADATION DE LA STRUCTURE ET LEPHENOMENE DE "SATTANCE· •••••••••••••••••.••••••..•

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