UNIVERSITE CHEIKH ANTA DIOP DE DAKAR

DEPARTEMENT DE GEOLOGIE

THESE

présentée

par

Inoussa OUEDRAOGO

à la Faculté des Sciences et Techniques de Dakar

pour obtenir le grade de : DOCTEUR 3e CYCLE EN GÉOLOGIE

Mention : HYDROGEOLOGIE

GEOLOGIE ET HYDROGEOLOGIE DES FORMATIONS

SEDIMENTAIRES DE LA BOUCLE DU MOUHOUN

(BURKINA FASO)

soutenue publiquement le 11 Février 1994 devant le Jury composé de :

MM. DIA Ousseynou Président

SAVADOGO Alain N. Rapporteur

GAYE Cheikh B. Rapporteur

FAYE Abdoulaye Examinateur

FALL Mamadou Exminateur

KONATE Moussa Invité

A KAEClRE T. P _ InOD. f:rè.re et anti...

AVANT PROPOS

Le présent travail a vu le jour grâce au dévouement de jeun~s

chercheurs des universités de Ouagadougou et de Dakar, aux technicienset ingénieurs de la Direction Régionale de l'Eau (D.R.E.) du Mouhoun,de l'Office National des Puits et Forages (O.N.P.F.) et du BERA (Bu­reau d'Etude et de Recherches Appliquées en Eau et Environnement) avecl'appui d'IWACO B.V. (International Water Supply Consultant) et du Mi­nistère de l'eau du Burkina Faso.

Intégré au service Etudes du Projet d'Hydraulique Villageoise dela Boucle du Mouhoun (P.H.V.B.M.) en Janvier 1991, nous avons implanté60 forages et 25 puits sur des photo-linéaments de diverses direc­tions, suivi le réseau piézométrique, comportant une centaine depoints d'observation.Nous avons réalisé pour chaque point un dossiercomportant :

- une carte de localisation (carte topographique) ;- un croquis de localisation du point dans le village- des courbes de fluctuation annuelle j

- une photographie du point d'observation;- une coupe géologique.

Au terme donc de ce travail, nous nous devons de remercier

M. WININGA U., Maître assistant à l'université de Ouagadougou,qui est à l'origine de la bourse dont nous avons bénéficiée et qui afacilité nos demarches auprès de l'administration.

Le professeur A.N. SAVADOGO qui a accepté de nous encadrer malgréses multiples occupations. Nous avons largement profité de ses immen­ses connaissances de la région et en particulier des problèmes géophy­siques et hydrogéoloiques qui se posent dans la zone.

M. ZAMBELONGO J.G. nous a accepté comme stagiaire à l'O.N.P.F.qu'il trouve ici nos remerciements les plus sincères et transmette àla direction de l'office, à la brigade de la KOKEN et à tout le per­sonnel nos amitiés.

La direction, les techniciens, les hydrogéologues d'IWACO et duBERA ont été d'un appui incalculable, leurs conseils nous ont été trèsfructueux. Nous leurs sommes très reconnaissants.

M. PAFADNAM S., directeur, M. KONATE M., chef de service Etudes,l'ensemble du personnel de la Direction Régionale de L'Eau (D.R.E), M.BINGBOURE J. M."mon voisin" nous ont épaulé lors de notre séjour àDédougou et mis à notre disposition les documents des forages, nousleur disons infiniment merci.

M. NIAMBA Justin, ainé, frère et ami avec qui nous avons fait lapremière reconnaissance sur le terrain, nous disons merci. Que la fa­mille NIAMBA à Ouagadougou, zaba el Dédougou trouve ici notre profondegratitude.

Le Docteur Paul Van BEERS nous a guidé et mis à notre dispositiontous les moyens en collaboration avec le coordinateur du projet M.GELIUS C. Tous mes remerciements.

La direction du Centre Régional de Télédétection de Ouagadougou(C.R.T.O.), M. KOUSSOUBE ont bien voulu mettre à notre disposition lesimages satellites, qu'ils trouvent ici l'expression de notre sincèrereconnaissance.

M. GAYE C.B. Maître de conférence a assuré notre encadrementaussi bien sur le terrain qu1à Dakar. Nous avons beaucoup appris à voscotés. Tous nos remerciements et nos reconnaissances les plussincères.

M. FAYE A. Maître assistant, nous a initié à l'informatique en1987, ce travail n1aurait pu se faire sans son soutien, nous ne pou­vons que dire mille fois merci.

M. le Professeur A. NONGONIERMA nous a manifesté son soutien, aaccepté de corriger la partie consernant les sols et la végétation,qu'il en soit remercié. "Je n'ai pas de bouche pour vous saluer".

M. PANDARE D., M. SISSOKO G. et les étudiants Burkinabe à Dakar,les camarades de l'Association des Scolaires Burkinabe (A.S.B.), de lasection athlétisme du Dakar Université Club (D.U.C.)vos conseils etmultiples aides ont été très bénéfiques, nous vous disons mille foismerci.

M. DIOP L., doyen de la faculté des sciences et techniques, M.FAYE P.I., sécretaire général de la faculté et tout le personnel delladmistration pour leur aide et leur compréhension qui ont permis àla présentation de cette thèse.

M. LY A., chef du département de géologie et ses colleques (M.N'GOM P.M., M. DIOP A., M. SOW E.H. et les autres enseignants) ont ététrès compréhensifs à notre égard, nous vous remerçions.

Mme N'DOUR E, M. BA M. vos multiples aides et conseils nous ontété bénéfiques, mille fois merci.

M. DIA O., vos encouragements surtout lors de votre passage àouaga alors que nous n'étions qu'appélé du Service National Populaire(S.N.P.) nous ont poussé à poursuivre nos études. Merci pour tout.

M. FALL M., nous vous remercions pour votre disponibilité et pouravoir accepter de juger ce travail

Nous associons à nos remerciements les services de la Météorolo­gie Nationale du Burkina Faso, le C.I.E.H., les services de documenta­tion du Ministère de l'eau du Burkina Faso, de l'O.R.S.T.O.M. (Ouagaet Dakar), du Bilan d'eau.

A tous nos camarades, amis (LOMPO M. et famille, BOUSSIM etfamille, KAMBIRE S.H. et famille, DA S.B. et famille, TAPSOBA A, SOMEM.H.), frères à Batié, Ouagadougou, Kabouda, Kombissiri, Dédougou,Dakar et Bobo-Dioulasso qui nous ont aidé et soutenu durant ceslongues années d'étude, nous disons merci.

A El Hadj OUEDRAOGO Salifou "petit papa" qui nous a mis à l'écoleet appris à nous débrouillé dans la vie, à mon père Zougarga YacoubaOUEDRAOGO pour les sacrifices consentis, à mon "petit père Korgho nousdisons mille fois merci.

A ma mère Yabré, ma tante Fati, mes soeurs Talato, Sibdou,Gannoaga, Fati, Mariame, à toutes les femmes de Kaboud-Bolonghin et dumonde entier qui peinent pour trouver de l'eau, à des kilomètres, cha­que jour pour satisfaire les besoins de leur époux et enfants nousdisons courage car l'eau "courante" sera pour bientôt.

Aux familles OUEDRAOGO B., THIAM L. (Liberté III), LAPOLICE G.,DIOP (Diakhsoa) votre soutien indefectible nous a permis de tenir le"coup" merci infiniment.

1.

LI.1. 2.1.2.1­1.2.2.1.2.3.1. 3.1.3.1.1.3.2.1.3.3.I.3.3.1.1.3.3.2.1.3.3.3.1.3.4.1.3.4.1.r.3.4.2.1. 4.r.4.1.1.4.2.1. 5.1.5.1.1.5.2.1.5.3.

II.

11. t.II. 2.11.2.1­11.2.1.1.11.2.1.2.11.2.2.11.2.2..t.11.3.II.3.l.11.3.2.11.3.2.1­11.3.2.2.11.3.3.11.3.4.

III.

IILl.111.2.111.2.1.111.2.2.111.2.3.111.2.3.1.1I1.2.:L2.111.2.3.3.

SOMMAIRE

AVANT PROPOS

RESUME

INTRODUCTION. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 1

PRESENTATION DE LA ZONE nIETUDE 2

Géographie physique et humaine 2Le réseau hydrographique 6Le Mouhoun et ses affluents ..........•............... 6Les cours d'eau du Nord-Ouest 9Les sources et étendues d'eau superficielles 11Le c l i mat. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 12Les vents 12Les températures.................................... 15Les précipi tations 15Répartition des précipitations dans l'espace 15Répartition des précipitations dans le temps 16Evolution des précipitations dans le temps 16L' évapotranspi rat ion " 18L'évapotranspiration potentielle 18L'évapotranspiration réelle 19Essai de bilan hydrologique 23Le ru i 5 S e Ilelent. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. " 23 ;y

L'infiltration 24Les sols et la végétation 24Les ! y.J?es ?-e 50 l . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 24La vegelat.l.on " '" .............•....... , 25Relations entre végétation et types de sol .... - ..... 27

CONTEXTE GEOLOGIQUE................................. 29

Aperçu sur la géologie du Burkina Faso 29Géologique de la zone d'étude 31La li thostratigraphie 34Les formations sédimentaires du Précambrien A 34Les formations du tertiaire et du quaternaire 43Photogéologie et tectonique 43Tectonique et structure d'ensemble 43Apport de la photogéologie .•........................ 45Généralités sur la photogéologie 45Les linéaments satellitaires 47Au niveau des formations sédimentaires 50Au niveau du socle cristallin 50Les photo-linéaments 50Conclusions de l'étude photogéologique 54

HYDROGEOLOG tE. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 55

Les principaux aquifères .•.......................... 55Etude des aquifères profonds 57L'épaisseur d'~ltération 57Les venues d' eau. . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 57La productivité des ouvrages 63forages, linéaments et taux de réussite 64Relation entre linéaments et débits de rorages 67Les profondeurs d'eau sous le sol 7~

111.2.3.4_111.2.3.5.111.3.111.3.1.111.3.2.111.3.3.111.4.111.4.1.111.4.2.111.4.2.l.111.4.2.2.111.4.2.2.1.111.4.2.2.2.III _4 . 2 . 2 _3 -III . 4 . 2 . 3 .111.4.2.3.1.111.4.2.3.2.111.4.2.4.111.4.2.4.L111.4.2.4.2.

Les courbes isopièzes .............•.•............... 7'J.JLes paramètres hydrodynamiques _ 74La piézométrie et la recharge 76Les fluctuations qoutidiennes _. _ 78Les flucluatlons saisonnières 78Les fluctuations interannuelles 84L' hydroch im i c. . . . • • . . . . . • . . • . • . • . • • • • • . . . . • . . . . . . • •. 9 2-Composition chimique de l'eau de pluie 92Composition chimique des éaux souterraines 9~

Le pH. . . . . . . • • • . . . . • • . . . . . . . . . • • . . . . • . . . . . . . . . • . . . .• 9 3La minéralisation de l'eaU souterraine _ 94La conductivité électrique et le TDS de l'eau 94Indices de saturation 96Les rapports ioniques 9'Les faciès chimiques des eaux 9~

Faciès chimiques des eaux et la géologie 99Les processus de la minéralisation 10)Eléments de pollution de l'eau souterraine •........ 104Les ni tra tes. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 104Le pota.~slurn...•••... , ••••.. , ..•.. '" ..... _. _......• 105

CONCLUSIONS GENERALES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 10 9

BI BLIOGRAPHI E. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111

ANNEXES. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 117

Fig. 1Fig. 2Fig. 3Fig. 4Fig. 5Fig. 6Fig. 7Fig. 8Fig. 9I:"ig. laFig. 11Fig. 12Fig. 13Fig. 14Fig. 15Fig. 16Fig. 17Fig. 18

Fig. 19Fig. 20Fig. 21Fig. 22Fig. 23Fig. 24Fig. 25Fig. 26

Fig. 27

Fig. 2B

Fig. 29Fig. 30

Fig. 31Fig. 32Fig. 33Fig. 34Fig. 35Fig. 36Fig. 37Fig. 38Fig. 39Fig. 40Fig. 41Fig. 42Fig. 43

Fiq. 44Fig. 45Fig. 46Fig. 47

Fig. 48Fig. 49Fig. 50

LISTE DES FIGURES

PageLocalisation de la zone d'étude 3Le relief 5Le réseau hydrogr~phique 7Débits moyens mensuels du Mouhoun et du Tui 8Evolution des débits du Mouhoun ......•................... 8Relation entre précipitations et débits du fleuve ....•... 9Courbes isohyètes....................................... 12Vitesses moyennes mensuelles des vents 13Températures moyennes mensuelles ..•.............•....... 13Répartition de la pluviométrie dans l'année 16Evolution des précipitations dans le temps 17Equisse géologique du Burkina Faso 30Carte géologique de la bouclp. du Mouhoun 32Localisation des forages 33Séquence lithostratiqraphique 35Essai de corrélation dans les grès de Sotuba 36Essai de corrélation dans les grès à galets de quartz 38Essai de corrélation dans l'étage sChisto-gréso-dolomitique , 39Essai de corrélation dans les grès roses 40Essai de corrélation dans les schistes de Toun 40Essai de corrélation dans les grès de Koutiala 42Essai de corrélation dans les grès de Bnndiagara .......• 42Essai de corrélation dans le continetal terminal 44Schéma de la structure d'ensemble 46Les linéaments satellitaires 48Principales directions des linéaments par formationgéolog ique. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 51Comparaison des directions liéamentaires des formationsdu Précambr len A.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . .. 52Comparaison des principales directions des linéamentsdes formations du Précambrien A et du socle ...••••...•.. 53Coupe schématique des aquifères en région de granite .... 56Coupe schématique de la tranche d'altérationsuperficielle en région schisteuse ...•................. _ 56Sondage P1M7 (Grès de sotuba) 58Sondage P4M17 (Grès à galets de quartz) 58Sondage PIM12 (Etage schisto-gréso-dolomitique) 58Sondage P1M4 (Gr~s roses) ........•...................... 59Sondage P6Mll (Schistes de Toun) 59Sondage P4M8 (Grès de Koutiala) 59Sondage P2M17 (Grès de Bandiagara) ...•.•................ 60Sondage P1M6 (Continental terminal) 60Carte des épaisseurs d·altération 61Côtes des venues d'eau dans la zone d'étude 63Relation entre linéaments et forages 66Relation entre débits et direction de linéaments 68Répartition des débits au niveau des formationsgéologiques ................•............................ 69courbes isopièzes 72Carte de transmissivité .....................•........... 74carte de localisation des piézomètres 76Enregistrement des fluctuations piézométriques sur unepériode de deux ans à Dédougou ......•................... 77Détails d'Une fluctuation saisonnière .........•......... 79Relation entre pluviométrie et remontée de la nappe 79Différents types de fluctuations saisonnières 81

Fig. 51

Fig. 52Fig. 53Fig. 54Fig. 55Fig. 56Fig. 57Fig. 58Fig. 59Fig. 60

Fig. 61Fig. 62Fig. 53Fig. 54Fig. 65Fig. 56Fig. 67

Amplitudes de fluctuations saisonn~eres en fonction dela géomorphologie....................................... 81,Fluctuations au niveau des différentes lithologies 83Fluctuations en foncion d~ la pluviométrie 83Fluctuations au niveau d'une formation de socle 85Pluviométrie et amplitude de fluctuations 85Baisse du niveau de base au cours du temps 86Remontée du niveau de base au cours du temps 86Baisse suivie de remontée 88Baisse suivie de remontée .......•....................... esCarte de baisse et de remontée moyennes annuelles desnappes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 89carte de comportement des nappes 90

Corrélation ConductivitéjTDS 9~

Répartition des indice de saturation de la calcite 98Faciès chimiques des eaux de la zone d'étude ~OO

Carte de faciès chimique des eaux souterraines 101Teneurs en nitrates des eaux souterraines 10~

Carte de localisation des fortes teneurs en potassium .. 107

RESUME

La zone d'étude, constituée par les formations sédimentaires duPrécambrien A est située au nord-ouest du Burkina Faso qui ~st formé àplus de 80 % de roches cristallines et cristallophyliennes. La pluvio­métrie moyenne annuelle est de 800 mm tandis que l'évapotranspirationpotentielle est supérieure à 2000 mm et l'évapotranspiration réelleest de 700 mm. Le ruissellement représente 1,7 à 6,g % des précipita­tions et l'infiltration 9,7 à 12,6 %.

Les formations sédimentaires du Précambrien A sont recouvertes auNord par les sables et argiles du Continental ~erminal. L'ensemble asubi des déformations tectoniques, difficiles à déterminer, qui se ma­nifestent par les linéaments de diverses directions sur les photogra­phies aériennes et les images satellites. Les directions NE-SW et SE­NW sont les plus représentées en nombrp.

Les épaisseurs d'altération varient de 1 m dans la région des fa­laises à plus de 80 m dans la plaine du Gonda où le niveau piézométri­que se trouve à plus de 60 m sous le sol. Les venues d'eau se situenlà des côtes allant de 180 à 400 m au dessus du niveau zéro. Ces côtessont imbriquées et semblent indiquer un aquifère continu présentantdes poches sèches dues à la nature lithologique et à l'ouverture desfailles et fissurps.

Les débits fournis varient suivant la formation géologique con­sidérée, mais également en fonction de la direction des linéaments surlesqupls les ouvrages sont implantés.

Le niveau piézométrique des nappes est influencé principalementpar les précipitations. Il baisse de 0,02 à 0,75 m par an dans lesgrands centres urbains. Cependant dans certains endroits ce niveau serelève doucement surtout à partir de 1988, année à pluviommétrie lar­gement excédentaire dans la région.

Les eaux des formations sédimentaires du Précambrien A sont peuminéralisées (TDS < 1000 mg/l, et une conductivité électrique < 1000pS/cm). Le faciès bicarbonaté calcique et magnésien est le faciès leplus répandu.

Mots-clés: Burkina Faso, Aquifères de fissures, côtes de venue d'eau,faciès bicarbonaté calcique et magnésien, images satellites,linéaments, plaine du Gondo, Mouhoun, Précambrien A.

1

INTRODUCTION

Le Burkina Faso est constitué à plus de 80 % de roches

cristallines e~ cristallophyliennes. Ses ressources en eaux

superficielles s'amenuisent à cause de la sécheresse persistante de

ces dernières années. Pour palier à cet état de fait et assurer une

alimentation en eau potable de ses populations, le pays s'est tourné

résolument vers l'exploitation des ressources en eaux souterraines

dont les réserves disponibles et les qualités ne sont pas toujours

bien connues.

Notre étude a été mp.née dans le cadre du Projet d'Hydraulique

Villageoise de la Boucle du Mouhoun (P.V.H.B.M.) qui couvre les

provinces de la Rossi, du Mouhoun et du Sourou. Cette région, avec une

pluviométrie moyenne annuelle de 800 mm environ, et un sous sol

constitué en majeure partie de roches sédimentaires du Précambrien A,

disposerait d'importantes ressources en eau souterraine (B.R.G.M.,

1978).

Ces ressources p.n eau sont exploitées par des puits villageois

pour les aquifères superficiels et par des forages implantés surtout

sur des fractures et fissures pour les aquifères profonds. Ces

fractures et fissures ont diverses directions et ne sont pas toutes

favorables à l'implantation des ouvrages. La diversité des débits et

des taux de réussite pose le problème de la continuité ou non de ces

différents aquifères. Les faibles teneurs en sels dissous (20 à 100

mg/l) et les faibles conductivités [20 à 1500 ~S/cm) montrent que les

eaux sont très peu minéralisées. Cependant les fortes teneurs en

nitrate interpellent sur la qualité des eaux des nappes et sur leur

vulnérabilité vis à vis des substances polluantes.

La première partie du travail est consacrée à la présentation de

la région (situation géographique, climatologique).

La deuxième partie intéresse la géologie du domaine d'étude

(coupes géologiques, photogéologie ~tc .. ).

La troisième partie est consacrée à l'étude hydrogéologique et

hydrochimique.

2

1. PRESENTATION DU DOMAINE D'ETUDE

1.1. Géographie physique et humaine

La région de la boucle du Mouhoun (fig. 1) est située au nord­

ouest du Burkina Faso et est limitée au Nord et à l'Ouest par la

République du Mali, au Nord-Est par la province du Yatenga et à l'Est

par les provinces du Passoré et du Sanguié, au Sud-Est par la province

de la Sissili, au Sud par les provinces de la Bougouriba, du Houet et

du Kénédougou (Yé, 1991).

La zone d'étude est localisée à l'ouest de la boucle du Mouhoun,

entre 11 0 27' et 13 G 42' de latitude Nord et 02° 27' et 04° 48' de

longitude Ouest, à cheval entre les provinces de la Kossi, du Mouhoun

et du Sourou. Elle correspond à la partie sud-ouest de ce que l'on

appelle la plaine du Gondo, qui est limitée à l'Ouest par les falaises

de Bandiagara au Mali et à l'Est par les formations cristallines et

cristallophylliennes du plateau Mossi (Defossez, 1950 ; Palausi, 1951

; Ouédraogo, 1982). La plaine du Gondo constitue la partie sud-est de

la vaste synclise de Taoudéni. Sa superficie est d'environ 24000 km2

soit les deux tiers de la zone du projet d'Hydraulique Villageoise de

la Boucle du Mouhoun. Elle occupe le bassin versant du cours moyen du

Mouhoun et celui du Bani au Mali.

Les limites orientales de la zone d'étude ne sont pas très nettes

du fait l'absence d'affleurement, toutefois les données recueillies

lors des dernières campagnes de foration ont permis d'apporter quel­

ques précisions. Ainsi les villages de Rougny (forage 658), Laré

(650), Bouna (823), Kangotenga (821) initialement localisés sur les

granites indifférenciés (IWACO, 1985, 1987) sont en fait situés sur

des grès francs. De même les villages de Sani (forage 773), Goulo

(775) localisés auparavant sur des métasédiments argileux et argilo­

gréseux sont dans une zone franchement gréseuse.

Sur le plan de la morphologie, le Burkina Faso est un pays plat,

constitué en majeure partie de bas plateaux latéritiques dont l'alti­

tude varie entre 250 et 300 m. La zone d'étude qui se situe au nord­

-ouest du Burkina, dans les formations sédimentaires du Précambrien A,

a un relief monotone et pénéplané (altitudes comprises entre 200 et

350 ml. En allant du centre de la plaine vers l'Ouest, les altitudes

s'élevent de façon graduelle pour atteindre 400 à 500 m au niveau des

falaises de Bandiagara.

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Fig. 1 Localisation de la zone d'étude

Les formations cristallines et cristallophylliennes du plateau

mossi qui délimitent la plaine du Gonda à l'est, ont des altitudes

comprises entre 300 et 400 m (fig. 2). Des collines d'orientation

NNE-SSW, NE-SW et N-S émergent de temps à autre surtout dans la partie

sud de la zone du projet. Ce sont, entre autres, le Gboué (458 m), le

Kanroboué (384 m}, le Magouemba (552 m), le Kongourilé (621 ml.SUT le plan humain, la région du projet compte environ 890310

habitants (recensement de 1985) soit environ 25 habitants au Km2 • Ces

populations se répartissent en plusieurs groupes ethniques dont les

plus importants sont (Péron et al, 1975) :

- le groupe des ethnies autochtones de la région composé de Bobo fing,

Bwa ou Bobo ouilé, Marka ou nafing, Samo, Ko, Nounouma, Gourounsi,

Rimaïbé ;

- le groupe des migrants composé essentiellement de Mossi que l'on

trouvait surtout le long du Mouhoun, zone qui était jusque là inha­

bitée à cause de l'onchocercose.

Les deux groupes d'ethnies se caractérisent par des types diffé­

rents d'habitat. L'habitat est groupé chez la plupart des ethnies au­

tochtones et aisement détectable sur les photographies aériennes. Par

contre l'habitat est dispersé chez le groupe des migrants (Mossi) et

chez les Peulh. Sa localisation sur les photographies aériennes est

plus difficile. Dans le cas d'habitat groupé les tas d'ordures sont

communs et pourraient constituer des sources de contamination des eaux

de surface comme des eaux souterraines.

Les populaLions pratiquent comme activités principales l'agricul­

ture et l'élevage. L'agriculture est pluviale et de type subsistance

sur brulis et très peu mécanisée. Elle est fortement liée aux aléas du

climat. Les principales cultures vivrières sont le sorgho, le maïs, le

petit mil et le fonio. L'arachide est une culture d'appoint. Le coton

constitue la principale culture de rente (plus de 1000 tonnes pour les

trois provinces de la Kossi, du Mouhou et du Sourou). Le ramassage des

amandes de karité constitue pour les femmes une acLivité d'appoint.

L'élevage est la spécialité des Peuhl-Rirnaïbé dans la région de

Barani. Mais toute la ~one est présentement couverte par des troupeaux

en quête de paturage. En outre les agriculteurs associent à leur acti­

vité principale un peu d'élévage. Les densités suivantes sont obser­

vées: bovins 7 à 10 au Km2j petits ruminants 10 à 20 au Km2 • (Péron

et al, 1975). Les porcins et la volaille occupent aussi une place

importante dans l'élevage.

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Cours d'eau

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Fig. 2 Le relief (in PERON et al, 1975)

6

L'activité maraîchère n'est qu'à ses débuts dans une grande par­

tle de la zone. Les aménagements réalisés sur le Sourou et le Mouhoun

permettent l'irrigation de plusieurs milliers d'hectares et la prati­

que de plusieurs cultures par an.

1.2. Le réseau hydrographique

Le Mouhoun (ex Volta-Noire) et ses affluents drainent la zone

d'étude essentiellement dans les parties sud et centrale (fig. 3).

1.2.1. Le Mouhoun et ses affluents

Le Mouhoun prend sa source à l'ouest de Bobo-Dioulasso. Il coule

vers le Nord-Est. Au nord de Dédougou, il change de direction (Sud­

-Est) et décrit ainsi une boucle. Ce cours d'eau qui est l'un des plus

importants du pays reçoit de nombreux affluents dont les plus impor­

tants sont

- le sourou, "lac" étalé et plat, long d'une centaine de kilomètres

environ, se comporte en défluent du Mouhoun pendant la saison des

pluies (crue) et en affluent pendant la saison sèche (décrue)

(Sainsaulieu, 1950 ; Pafadnam, 1986).

- le Voun Hou, coule presque parallèlement au Mouhoun, entre Nouna et

Dédougou, et le rejoint avant qu'il ne décrive la boucle.

- le Karouko coule vers le Nord-Est à l'est de Dédougou.

- le Tui ou Grand Balé, coule dans la partie sud de la zone d'étude,

il reçoit de nombreux petits cours d'eau temporaires avant de se jeter

dans le Mouhoun, au Sud de Boroma.

L'étude du régime du Mouhoun est faite à partir des données

recueillies au niveau des stations de mesure qui jalonnent ce cours

d'eau. Les plus longues séries de données disponibles (1955-1989)

concernent les stations de samandeni (en amont de la zone d'étude),

Nwokui et Boromo (en aval). La figure 4 illustre les débits moyens du

Mouhoun aux différentes stations de mesures limnimétriques.

Ces débits varient de 2 à B m3/s en Avril-Mai à plus de 80 mJjs

en Septembre à la station de Boromo (moyenne de la période 1955-1988).

D'une manière générale les débits augmentent à partir du mois de Juin

pour atteindre un maximum en septembre, puis ils baissent progressive­

ment pour se stabiliser en Février, Mars et Avril. A Nwokui ce maximum

se situe en Octobre.

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F?riode 1956- 1987

Fig. 5 Evolution des débits du Mouhoun

9

Les débits sont plus élevés à la station de Boromo (aval) qu'à

Nwokui et à Samandéni (amont). c'est l'apport des affluents du

Mouhoun, dans la région du socle cristallin qui explique en partie

cette différence.

En amont comme en aval de la zone d'étude, le Mouhoun se comporte

de la même manière (un seul maximum au niveau des différentes sta­

tions), le phénomène d'affluent et de défluent du Sourou signalé par

Sainsaulieu en 1950 n'est pas visible sur les courbes. Ce phénomène

devrait se traduire par un second maximum sur la courbe de la station

de Boromo. Son absence pourrait s'expliquer par une perte considérable

des eaux dans les formations sédimentaires avant Boromo (Keijer,

1990).

Le Mouhoun est l'un des rares cours d'eau pérennes de la région.

Les débits moyens annuels (modules) écoulés sont importants. La figure

5 montre l'évolution des débits du Mouhoun. Les modules diminuent for­

tement depuis les années 1970, début de la période de sécheresse dans

les pays sahéliens.

D'une moyenne annuelle supérieure à 30 m3/s dans les années 1960

à Boromo, le débit atteint rarement 20 m3/s ces dernières années.

cette baisse est étroitement liée à la baisse de la pluviométrie dans

la région. La figure 6 compare l'évolution des débits des cours d'eau

(Mouhoun à Boromo et Dédougou Nwokui) et des précipitations pour la

période 1956-1987. On note que ces différentes courbes ont la même

allure générale c'est-à-dire une tendance à la baisse. Les débits

baissent en même temps que les précipitations à Dédougou et à Boromo.

Toutefois à Boromo les valeurs extrêmes des précipitations affectent

la courbe en engendrant des cycles ou autre mouvement non présent dans

les données d'origine (Spiegel, 1974). Les débits des cours d'eau sont

tributaires essentiellement de la précipitation.

Pour le Tui dont la seule station de mesure est installée à Pa en

1975, les débits ne sont mesurables que pendant la saison des pluies.

En Septembre toutefois le débit est inférieur à 15 m~s. De Décembre à

Mai les débits du Tui sont nuls.

1.2.2. Les cours d'eau du Nord-Ouest

Les cours d'eau qui se développent dans la partie Nord-Ouest de

la zone d'étude sont temporaires et prennent leur source dans les fa­

laises des régions de Tansila et de Djibasso. Ils coulent presque tous

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b) Boromo

Fig. 6 Relation entre précipitations et débits du fleuve

11

Nord-Est puis Est ou Sud-Est ensuite Est et perdent leurs eaux dans

les formations sableuses au bas des falaises. Ces eaux pourraient ali­

menter les différentes nappes souterraines de la plaine du Gondo. Les

plus importants de ces cours d'eau sont:

la Kossi qui a donné son nom à une province

- le Geralié et le Keralié qui prennent leur source au Sud-Ouest de

Tansila, ils coulent parallèlement, se rejoignent avant de déverser

leurs eaux dans la Kossi i

- le Fuiri au sud de Djibasso

- le Wéwéfonou au Nord de Tansila.

I.2.3. Les sources et étendues d'eau superficielles

Les rares sources se localisent dans la région des hauts reliefs

(Barna, Dokui). Elles émergent au pied des collines et semblent être

des sources de déversement. Les lacs et mares sont rares dans la ré­

gion. Il faut noter cependant l'existence le long du Mouhoun, surtout

dans la partie des sédiments du Précambrien A, de zones marécageuses

en saison des pluies (Hottin et Ouédraogo, 1975). On signale également

la présence de "dépressions" contenant de l'eau et baptisées cratères

par certains auteurs. Le plus connu est celui de zaba (Sainsaulieu,

1950). De nombreux barrages ont été construits sur les cours de cer­

taines rivières avec plus ou moins de succès.

Conclusion de l'étude hydrographique

Le Mouhoun et ses affluents constituent l'essentiel du réseau

hydrographique qui est beaucoup plus dense au Sud qulau centre et au

Nord. A l'Ouest le réseau hydrographique est temporaire, les eaux se

perdent dans les formations sableuses au bas des falaises. Le Nord est

drainé principalement par le Sourou et ses affluents.

Au sud-Est les roches cristallines imperméables favorisent un

important écoulement superficiel des eaux de précipitation.

Le réseau hydrographique est ainsi dense, de type dendritique

(Zambelongo, 1982), suggérant des branches d'arbres.

Au Nord et Nord-Ouest, le réseau hydrographique est dichotomi­

que de type maille assez lâche caractéristique des terrains poreux des

formations sédimentaires du Précambrien A. Les formations sableuses

favorisent une infiltration des eaux de pluie, l'écoulement superfi-

12

ciel est très réduit d'où l'absence de cours d'eau important et per­

manent.

Le réseau hydrographique joue un rôle très important sur le

régime des eaux souterraines car il alimente certaines nappes

souterraines et draine d'autres.

1.3. Le climat

Le climat de zone d'étude est type soudanien, caractérisé par une

saison de pluies allant d'Avril à Octobre et une saison sèche de

Novembre à Mars. Les précipitations moyennes annuelles sont comprises

entre 500 et 1000 mm et la végétation est de type savane (Terrible,

1978). Les deux saisons n'ont pas les mêmes durées au Sud et au Nord

de la région d'étude.

La figure 7 présente les principales stations météorologiques et

les courbes isohyètes de la période 1981-1990 de la zone du projet

d'hydraulique villageoise. Seules les stations de Boromo, Dédougou,

Tougan et Nouna disposent de longues séries de données pluviométriques

(1922-1991, pour les trois premières et 1940-1991, pour la dernière).

1.3.1. Les vents

Le climat est lié aux flux des alizés boréaux et à la mousson

essentiellement (Collectif, 1990). Ces masses d'air sont séparées par

l'Equateur Météorologique (communément appelé Front Inter-Tropical:

F.I.T.).

L'alizé continental, appelé harmattan, qui arrive au Burkina en

Octobre, est un vent sec, chaud pendant la journée et frais la nuit.

Il souffle des hautes pressions sahariennes vers les côtes océaniques

pendant la saison sèche (Octobre à Avril). Il traverse le pays d'Est

en Ouest.

La mousson est issue de l'anticyclone de Sainte-Hélène dans

l'Atlantique sud. C'est un vent humide qui souffle vers l'intérieur du

continent pendant la saison des pluies (il pénètre au Burkina dès le

mois d'Avril) et traverse le pays du Sud-Ouest au Nord-Est (Péron et

al, 1975).

La zone d'étude est relativement calme, les vents sont faibles ou

2 modérés. La figure 8 illustre la vitesse moyenne du vent à Boromo et

Dédougou.

13

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Fig. 7 courbes isohyètes (décennie 1980-1990) de la boucle du Mouhoun

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Fig. 9Temperatures moyennes mensuelles

24

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15

Elle est de l'ordre de un à deux mètres par seconde et atteint,

rarement, trois mètres par seconde au Sud (Doromo) et quatre mètres

par seconde au centre (Dédougou). La vitesse du vent est très faible

durant la saison des pluies et plus élevée en saison sèche.

1.3.2. Les températures

Les températures moyennes mensuelles varient de 23.5°C en janvier

à 34.5°C en mai (fig. 9). On note plusieurs périodes dont;

- une période fraîche (Novembre à Février) durant laquelle les tempé­

ratures minimales sont basses (17 à 19°C), les moyennes atteignent

rarement 29 D C, les précipitations sont rares voire inexistantes ;

- une période chaude et sèche qui débute en Mars. Il y a une élévation

brusque de la température de 2 à 3 D C. Les températures moyennes sont

supérieures à 30°C. Au cours de cette période qui va de Mars à Mai,

seul, le Sud peut être intéressé par des précipitations;

- une période chaude et humide, allant de Juin à Septembre, qui cor­

respond à la saison des pluies. Les températures moyennes sont compri­

ses entre 26 et 28~C et les maxima supérieures à 30 D c ;- le mois d'Octobre est une période charnière légèrement chaude (28 à

29~C). Les températures moyennes sont supérieures à celles des mois de

Septembre et de Novembre. 11 est considéré par certains auteurs comme

un régime transitoire (TWACO, 1985 ; Nations Unies, 1987) fait d'al­

ternance d'épisode sec et d'incursion d'air humide.

1.3.3. Les précipitations

Les précipitations dépendent essentiellpment de la migration du

F.I.T. et des masses d'air au dessus du territoire. La pluviométrie se

répartit mal dans le temps et dans l'espace.

l.3.3.1. Répartition des précipitations dans l'espace

Les précipitations se répartissent inégalement du sud au Nord. La

mousson arrive d'ûbord au Sud en Avril, entrainant les précipitations,puis plus tard en Mai au Nord. Elle se retire de cette zone nord dès

la fin du mois de septembre. La saison des pluies est plus longue au

Sud qu'au Nord.

Le Sud est plus arrosé que le Nord. La pluviométrie moyenne varie

16

de 800 mm au Sud (Boromo) à 490 mm au Nord (Toéni). L'Ouest est plus

pluvieux que l'Est. Les précipitations enregistrées varient de 850 mm

à l'Ouest (Tansila) à 570 mm à l'Est (Kiémbara) (fig. 7).

1.3.3.2. Répartition des précipitations dans le temps

Les précipitations sont très mal reparties dans l'année car près

de 80 % de celles-ci tombent au cours des mois de Juin, Juillet, AoUt

et Septembre (fig. 10). Les mois de Novembre, Décembre, Janvier,

Février et Mars reçoivent moins de 4 % des précipitations annuelles.

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dans l'année

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1.3.3.3. Evolution des précipitations dans le temps

L'évolution des précipitations, au cours du temps, a été étudiée

par la méthode des moyennes mobiles et illustrée par la figure 11 pour

les stations de Boromo, Nouna, Dédougou et Tougan. La pluviométrie

baisse au niveau de toutes ces stations. Par exemple d'une moyenne an­

nuelle de 1121 mm au cours de la décennie 1931-1940, la pluviométrie

passe à une moyenne à 812 mm durant la décennie 1981-1990 pour la sta­

tion de Boromo. On note cependant une légère augmentation au cours des

cinq dernières années.

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a) Boromo (1922-1991) b) oédougou (1922-1991)

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c) Tougan (1922-1991) d) Nouna (1940-1991)

Fig. 11 Evolution des précipitations dans le temps

Cette forte baisse de la pluviométrie se traduit par la migration

des isohyètes vers le Sud. Pour ces dernières décennies par exemple,

l'isohyète 800 mm ne se trouve plus que dans la partie sud de la bou­

cle du Mouhoun (fig. 7). Cette baisse de la pluviométrie a sans aucun

doute une implication directe sur le régime des cours d'eau dont les

débits baissent. Ces débits, qui étaient de 40 m3/s en moyenne dans

les années 1950, passent à 15 m3/s dans les années 1980 pendant que la

pluviométrie passait de 1000 mm à 690 mm par an pour les mêmes pério­

des. L'absence de chroniques piézométriques sur une lonque période

comparable à celles des précipitations ne permet pas l'établissement

de corrélations entre la baisse de la pluviosité et le niveau piézo­

métrique des nappes souterraines.

1.3.4. L'évapotranspiration

L'évaporation mesurée par un évaporomètre piche est en moyenne de

2213.6 mm à Boromo (1945-1982), de 3133,2 mm à Dédougou (1983-1987),

de 3250 mm à Tougan (1965-1981) et de 3390 mm à Di (1983-1987).

Le bac classe A donne des évaporations de 2943.9 mm à Boromo

(1984-1987) ; 3582,2 mm à Dédougou (1985-1986) et 3176,1 mm à Di

(1979-1985).

Ces valeurs très élevées sont dues à la forte température et à la

sécheresse de l'air circulant dans cette région.

1.3.4.1. L'évapotranspiration potentielle (ETP)

L'évapotranspiration est un facteur important du bilan hydrologi­

que. Pour calculer l'évapotranspiration réelle (ETH) ou déficit d'é­

coulement, qui rentre dans l'équation du bilan, on est amené à calcu­

ler l'évapotranspiration potentielle (ETP). Il existe plusieurs formu­

les empiriques servant à determiner l'évapotranspiration potentielle.

Les plus couramment utilisée sont entre autres celles de Thornthwaite,

(Coudrain et Thiery, 1978) et la relation de Baldy.

Formule de Thornthwaite

Cette formule permet de déterminer l'évapotranspiration poten­

tielle de mois fictifs de 30 jours. Elle s'écrit

ETP = 1.6 (10 t/I)a * F(l)

E.T.P. : évapotranspiration potentielle.

t : température moyenne mensuelle du lieu en degré centigrade, après

correction d'altitude (0.6°/100 ml.

a est une fonction de l.

a -= 6. 75*10- 7r 3- 7. 71*10- 5r 2 + 1.79*10-2r + 0.49

l est l'indice thermique annuel, somme des 12 indices mensuels i

précedents.

1 = E 12i avec i = (t/S)U14l

F(À) est la correction de latitude ou d'ensoleillement (Faillat, 1979)

Avec cette formule l'évapotranspiration potentielle a été estimée

aux stations météorologiques de Boromo (2026,3 mm pour la période

1945-1987), Dédougou (2227,3 mm pour la période 1983-1987), Di (2154,2

mm entre 1979 et 1985) et Tougan (2142,6 mm de 1980 à 1983), (tableau

1 ) .

Relation de Baldy

Baldy (1978) a établi une rélation entre l'évaporation bac classe

A eL l'E.T.P. penman. La rélation s'établit ainsi:

E.T.P. =Evap bac A/2 - 1.25 Hr

E.T.P. et EvapordLion sont exprimées en mm

Hr, Humidité relative en valeur absolue (0 à 1).

Le rapport Evap bac A/E.T.P. évolue entre 0,75 lorsque Hr tend

vers 1 et 2 lorsque Hr tend vers O.

Avec cette relntion on obtient une évapotranspiration potentIelle de

1981.6 mm à Boromo et de 2314,9 mm à Dédougou en 1986. Pour la même

année l'évapotranspiration potenLielle, calculée par la formule de

Thornthwaite, est respectivement de 2040,9 mm et de 2086 / 4 mm pour ces

villes.

1.3.4.2. L'6vapotranspiration I~elle (E1~)

La détermination de l'évapotranspirntion réelle se fait par des

formules empiriques dont celle de Coutagne, de Turc et par la méthode

de Thornthwaite. Les formules permettent de calculer l'évapotranspira­

tion réelle (ETR) moyenne annuelle en fonction des précipitations et

des températures.

20

Boromo J F M A M J J A S 0 N 0(45-87)

ETP 106 162,6 244.6 289.7 247 170.9 134.1 120,9 129 170,4 145,4 105,7p 0.8 0.8 6.6 35,1 865 117.8 192.5 254 172,9 42.9 8.5 2.2

V 58.4 133.\ 43.9 -100

RU 0 0 0 0 Cl () 58.4 100 HX) () 0 0

E"ffi 0.8 0.8 6.6 35,1 865 117.8 134.1 120.9 129 142.9 8.5 2,2

Ikf 27.5 136.9 103,5

Surpl 33.1 43,9

Dédougou J F M A M J J A S 0 N 0(83-87)

ETP 93 159.5 237 350 31503 2(XJ.3 147.7 131,5 141.3 192.9 163,6 95.2

P 0 5.5 3,6 6.3 77,5 79.1 174,2 175,8 115.1 33.9 4,6 0

V 26.5 44.3 -26.2

RU 0 0 0 0 () 0 26.5 70,8 44.6 () 0 0

E1R 0 5,5 3,6 6.3 77,5 79,1 147,7 131.5 141.3 78.5 4.fl 0

~f 114,4

Surpl

Di (79-85) J F M A M J J A S 0 N 0

ETP 63 ln 210.7 310.2 405,7 221 156.4 138 148.2 181,7 127.9 74,4p 0 0 2.7 6 47,7 K8.2 144.2 146.3 103.5 21,4 5,4 0

V 8.3 -RJRU n 0 0 0 fi 0 0 8.3 0 0 0 ()

Effi () 0 2,7 6 47.7 144.2 144.2 138 111,R 21,4 5,4 ()

I:Xf 36.4

Surpl

Tougan J F M A M J J A S 0 N 0(80-83)

ETP 93,5 152,4 280.9 409.8 351,1 214.5 155,5 125.9 172.3 242.1 1RR,3 107,4

P 0 0 3.6 14,3 43.5 115.9 153.1 161.7 48.9 10.5 2,4 0

V 35,8 -35.8

RU 0 0 0 0 0 0 0 35,8 0 0 0 0

ETR 0 0 3.6 14.3 43,5 115.9 153.1 125.9 84.7 10,5 2,4 0

I:Xf 88.2

Surpl

ETP : Evaporation potentielle (mm)

P : Précipitations (mm)

V : Variation de la réselVe du ~ol

RU : RéselVe d'eau utileFm. : Evapotranspiration réelle (mm)

Table 1 : ETP el ETR selon la méthode de Thomlhwaite.

21

Formule de Coutagne

La formule de coutagne permet de calculer le déficit d'écoulement

moyen annuel (D) en fonction de la pluviométrie (P) et de la tempéra­

ture moyenne (T). Elle s'énnonce comme suit:

D = P-lp2

P et D sont exprimés en mètre, T en degré centigrade.

1 = 1/0,8 + 0,14 T.

Si 1/8 l < P < 1/2 l la formule n'est pas appliquable.

Si les précipitations sont inférieures à (1/8 1) alors D = P, il n'y a

pas d'écoulement.

Si les précipitations sont supérieures à (1/2 1), D est pratiquement

indépendant de P, D = 1/4 l = (0,8 + 0,14 *T)/4, soit D = 0,20 +

O,035T. (Remenieras, 1960 et 1968).

Au niveau des stations de Boromo, Dédougou, Tougan et Di on

obtient respectivement des ETR de 741, 584, 492 et 497 mm par an.

Formule de Turc

Dans la formule de Turc, le déficit d'écoulement est une fonction

de P et de T.

D = P / .JO, 9 + p 2/L2

L = 300 + 25 T + 0,05 T3 avec P et D en mm, T (température moyenne

annuelle observée sur le bassin versant) en 0 c.On trouve des valeurs de 881, 682, 579 et 573 mm aux stations de

Boromo, Dédougou j Tougan et Di.

Méthode de Thornthwaite

La méthode permet le calcul de l'ETR sur de courtes périodes

(mois), en évaluant d'abord l'évapotranspiration potentielle mensuelle

par la formule de l'auteur et en tenant compte des reports d'un mois à

l'autre de la variation des réserves emmagasinées dans les nappes sou­

terraines (Remenieras, 1960 et 1968). L'ETR se calcule de la manière

suivante.

1) Si les précipitations du mois sont superleures à l'évapotranspira­

tion potentielle, alors l'évapotranspiration réelle est égale à l'éva­

potranspiration potentielle, l'excédent des précipitations est emma­

gasiné dans l'humidité du sol dont il augmente les réserves jusqu'à ce

22

que ce dernier soit saturé.

2) Si les précipitations du mois sont inférieures à l'évapotranspira­

tion potentielle, l'évapotranspiration réelle est la somme des préci­

pitations du mois et tout ou partie de la réserve d'eau du sol qui est

mobilisée comme suit

- si la réserve antérieure est assez forte pour combler l'insuffisance

des précipitations, l'évapotranspiration réelle est égale à l'évapo­

transpiration potenteille ;

- si la réserve d'humidité du sol est insuffisante pour satisfaire

l'évapotranspiration potentielle, l'évapotranspiration réelle reste

inférieure à celle-ci et est égale à la somme des précipitations du

mois et des réserves disponibles.

En appliquant cette méthode aux stations, on obtient les valeurs

de 565 ; 553,9 i 651,1 et 785,3 mm respectivement à Di, Tougan,

Dédougou et Boromo (tableau 1).

Les trois méthodes d'estimation de l'ETR ont donné des résultats

forts divers (tableau 2).

IlStation Méthodes de calcul de l'ETR

de (mm)mesure

coutagne Thornthwaite Turc

Di 497.5 565.5 573.2

Taugan 492.6 553.9 579

tDédougou 584.3 675.1 682.1

Eoroma 741.3 785.3 881.1

Tableau 2 Comparaison de l'évapotranspiration réelle.

A Di l'ETR varie selon les différentes méthodes d'estimation de

497 mm à 573 mm pour une pluviométrie moyenne de 565,2 mm par an et

une ETP de 2206,1 mm. L'ETR varie de 492,6 à 579 mm à Tougan. LfETP et

les hauteurs de pluie myennes sont respectivement de 2493 et 556 mm.

On note également que l'ETR varie de 584 à 682 mm à Dédougou (avec une

pluviométrie de 681 et une ETP de 2227 mm) et de 741 à 881 mm à Boromo

(la pluviométrie et l'EPT étant de 921 et 2025 mm).

La méthode de Coutagne donne les ETR les plus faibles tandis que

celle de Turc fournit les valeurs les plus élevées et souvent et supé­

rieures aux précipitations. La méthode de Turc semble peu adaptée aux

23

zones à faibles précipitations et aux températures élevées.

Avec la méthode de Thornthwaite on obtient des ETH égales aux

précipitations à Di et à Tougan. Toute l'eau tombée est évapotranspi­

rée.

Seule la méthode de Coutagne donne des ETH inférieure à la plu­

viométrie. La partie de l'eau non évapotranspirée peut être mobilisée

par l'écoulement et l'infiltration.

1.4. Essai de bilan hydrologique

Le bilan hydrologique s'établit en prenant comme facteurs les

précipitations, le ruissellement, l'évapotranspiration réelle (ETR) ou

déficit dlécoulement. Lléquation du bilan s'écrit:

P =R + ETR + lAvec P : les précipitations annuelles

R le ruissellement

l l'infiltration

ETR : l'évapotranspiration réelle annuelle.

Les précipitations sont données au niveau des stations pluviomé­

triques. L'évapotranspiration réelle est estimée par différentes

méthodes et formules de calcul. Le ruissellement et l'infiltration

peuvent être estimés par différentes méthodes de calcul.

1.4.1. Le ruissellement

Connaissant l'ETP on peut calculer le ruissellement par la

formule simplifiée de Tixéront-Berkaloff (in Maliki, 1993) en posant

ft = p 3 1 J ( ETP ) 2

P est égale aux précipitations annuelles et ETP est l'évapotranspira­

tian potentielle annuelle calculée par la méthode de Thornthwaite.

Le tableau 3 présente le taux de ruissellement moyen calculé à

Boromo (6,9 %), Di (2,2 %), Tougan (1,7 %) et Dédougou (3,1 %) à

différentes périodes.

Ces taux sont comparables à ceux trouvés par IWACO (1,2 % en

1979-1980) et Moniod in IWACO, 1987 (l,fi % pour période 1955-1974

entre Nwokui et Boromo). Ce ruissellement serait de 13 % des

précipitations (moyenne de 1100 mm) entre Nwokui et Samandéni.

Le taux de ruissellement est plus élevé au sud (Boromo) qu'au

nord (Di). Ceci peut s'expliquer par la pluviométrie (plus élevée dans

24

le premier cas) mais aussi par la nature des formations géologiques

(roches cristallines du socle au sud et sable au nord) qui favorise

l'écoulement au sud et l'infiltration au nord.

[ station P (mm) ETP(mm) R (mm) % de p

IrDi (1981-1985) 565.2 2206.1 12.4 2.2

(1980-1983) 556.1 2493.7 9.2 1.7Tougan

1

Dédougou (1982-1987 ) 681. 6 2227.6 21.3 3.1

LBoromo (1945-1987) 921 2025.7 63.5 6.9

Tableau 3 Taux de ruissellement

I.4.2. L'infiltration

Connaissant les précipitations, le ruissellement et l'évapo­

transpiration réelle on peut déterminer l'infiltration en utilisant

l'équation du bilan.

P =R + ETR + 1

De cette équation on tire l qui est égale à

1 = P - ETR - R

Si l'on considère l'évapotranspiration réelle calculée selon la

formule de Coutagne on trouve une infiltration de 116 mm à Boromo, 76

à Dédougou, 55 à Di et 54 à Tougan. Ces valeurs sont proches des 44 mm

trouvées par IWACO en 1980 sur une année d'observation entre Nwokui et

Boromo avec une pluviométrie moyenne de 856 mm.

Si l'on considère l'évapotranspiration réelle calculée selon la

formule de Thornthwaite on trouve une infiltration de 72 mm à Boromo

et B mm à Dédougou. Avec l'ETR déterminée par la formule de Turc il

est impossible de calculer une infiltration.

L'infiltration n'est pas nulle dans la région, elle est plus

importante au sud et au centre à cause de la pluviométrie plus élevée

et des autres facteurs climatiques moins rigoureux.

r.5.1. Les sols et la végétation

r.5.1. Les types de sol

Dans la région de la boucle du Mouhoun cinq types majeurs de sols

sont représentés (Péron et al, 1975 ; Brunt et Sourabié, 1985). rIs

25

sont fonction entre autres des types de roches sur lesquels ils se

développent, du climat, de la végétation, puis de la faune.

- Les sols minéraux bruts sur roches diverses. Ce sont les litho­

sols sur grès, granites, quartzites, cuirasses et carapaces latériti­

ques et les régosols sur schistes. Ils se rencontrent au niveau des

falaises, ont des épaisseurs très faibles et sont pauvres chimique­

ment.

- Les sols peu évolués d'érosion sur matériau gravillonnaire. Ces

types de sols se rencontrent à l'extrême nord et à l'est de la région

du projet. Ce sont des sols de faible profondeur, pauvres en éléments

nutritifs et en réserves en eau.

- Les vertisols sur alluvions ou matériau argileux. Ils sont

caractérisés paT des teneurs en drgiles gonflantes élevées. Ces sols

ont une faible porositê et une richesse minérale élevêe.

- Les sols ferrugineux tropicaux peu lessivés et lessivés sur

matériau sableux, sablo-argileux ou argilo-sableux. Ils se caracté­

risent par une richesse en oxydes et hydroxydes de fer et de

manganèse. L'épaisseur moyenne du profil esl de deux mètres.

- Les 60ls hydromorphes minéraux à pseudogley sur matériau àtexture variée. Ils apparaissent sous forme de bandes ourlant les

grands axes de drainage (bords du Mouhoun et du Sourou) et les grandes

plaines déprimées. Leur caractère essentiel est l'excès d'eau tempo­

raire. Leur potentialité chimique est moyenne, leurs propriétés physi­

ques, compacité et imperméabilité sont parfois défavorables aux cultu­

res (Péron et al, 1975).

1.5.2. La végétation

La végétation de la reglon de la boucle du Mouhoun est de type

savane (Tiquet, 19B3 ; Terrible, 1984). Cette végétation appartient à

deux domaines phytogéographiques : sahélien au nord et soudanien au

sud (Guinko, 1984). Chacun de ces domaines se compose de secteurs eux­

m~mes subdivisés en distrlcts phytogéographiques.

Au Nord la végétation appartient au secteur subsahélien. Ce sec­

teur, avec une pluviométrie moyenne annuelle de 650 mm, est caractéri­

sé par des pspèces sahéliennes et sahariennes telles Acacia laeta

(BENTH.) R. BR., Acacia nilotica var. adansonii G. et PERR., Euphorbia

balsamifera AIT. etc.

Au centre de ln région on a le secteur soudanien septentrional.

26

Ce secteur est formé d'une savane arborée dominée par des espèces

protégées comme Butyrospermum parkii GAERTN., Parkia biglobosa (JACQ.)

BENTH., Acacia albida DEL., Adansonia digitata L., Lannea microcarpa

ENGL. et KR., Tamarindus indica L.

La strate herbacée, souvent remplacée par les champs, est constituée

par Loudetia togoensis Huee. (sur sols peu profonds comme ceux des

cuirasses et carapaces latéritiques), Hyparrhenia rufa STAPF.,

Cencrhus ciliaris L. et Andropogon sp. plur. (sur sol ayant de bonnes

réserves hydriques). Cette strate disparaît en saison sèche sous

l'action des feux de brousse (Boussim, 1991).

Le secteur soudanien méridional est représenté dans la boucle du

Mouhoun par le district Ouest Volta Noire. Ce district, avec une

pluviométrie moyenne annuelle toujours inférieure à 1000 mm, est formé

de larges galeries forestières, de bois sacrés, de boqueteaux des

talwegs des forêts galeries.

Les larges galeries forestières sont à végétation en majeure

pùrtie sempervirente, constituée d'espèces guinéennes. Les plus cou­

rantes sont entre autres Antiaris africana ENGL., Carapa procera DC.,

Chlorophora excelsa (WELW.) BENTH., Dialium guineense WILLD., Pandanus

candelabrum P. BEAUV., Rauwolfia vomitoria AFZ., Voacanga africana

STAPF. L'existence de ceS espèces est liée à la permanence de

l'écoulement des cours d'eau de la région.

Les bois sacrés qui se développent sur des sols drainés, sont

constitués de forêts denses sémi-décidues à

- strate arborescente très haute (30-40 m) dont Antiaris africana

ENGL., Chlorophora excelsa (WELW.) BENTH. et Ceiba pentandra (L.)GAERTN. sont les espèces dominantes;

- strate moyenne dont les espèces importantes sont Albizia zygia (DC.)

JF. MACBR., Diopyros mespiliformis HOCHST., Acacia pennata (L.) WILLD.

- sous-bois peu dense dont les espèces le plus souvent rencontrées

sont Feretia apodanthera DEL. et Flacourtia flavescens WILLD.

Les boqueteaux des tal~egs ~ocheux des falaises portent comme

espèces végétales principales Manilkara multinervis (BAK.) DUE.,

Manilkara obovata (SABINE) HEMSL.

Les forêts galeries se développent le long des cours d'eau avec

les groupements à Cola cordifolia (CAV.) R. BR. et Manilkara

multinervis (BAK.) DUB. On y distingue plusieurs strates:

- la haute strate (30-40 m) avec des espèces dominantes comme Antiaris

africana ENGL., Cola cordifolia (CAV.) R. BR. et Ceiba pentandra (L.)

27

GAEHTN. ;

- la strate arborescente qui développe une frondaison compacte a

Datarium senegalense J.F. GMEL. 1 Ficus ingens MIQ. comme espèces les

plus fréquentes i

- le sous-bois avec, peu d'espèces herbacées dont les plus fréquentes

sont Cyathula prostrata (L.) BLUMF.., Phaulopsis falcisepala C.B. CL.,

et des espèces lianescentes faiblement représentées.

Il faut noter partout la présence d'arbres dont l'importance en

hydrogéologie n'est plus à démontrer comme les figuiers.

Les Ficus (Ficus sycomorus (MIQ.) 5TEUD. et Ficus platyphyl1a

DEL. par exemple) se rencontrent surtout au niveau des bas-fonds. Ce

sont de~ jndices biologiques (SAVAUOGO, 1984) qui indiquent la

présence éventuelle d'eau souterraine. Ils sont utilisés souvent lors

de l'implantation des points d'eau (forages et puits traditionnels et

modernes).

r.5.3. Relation entre végétation et types de sol

Si la végétation est surtout fonction des précipitations, elle

l'est aussi du type de 501 sur lequel elle se développe.

Dans la région d'étude Sow et Parnot (19B7) proposent les liaisons

suivantes entre la véqétation et les types de sols.

La savane arbustive couvre les collines et buttes cuirassées. On

y rencontre comme espèce Végétale typique Acacia seyal DEL. Cette

physionomie végétale couvre 30 % à 70 % du sol.

La savane arborée occupe la pénéplaine. Cette savane est peu

dense au niveau des affleurements cuirassés à sol peu profond à

texture sabla-limoneux avec gravillons. Les espèces végétales

rencontrées sont Detarium microcdlpum G. et PERR., Andropogon

pseudapricus STAPF. Le taux de couverture de sol est de 50 % à BO %.

La savane arborée, plus dense, occupe les zone5 où le sol est

assez profond à profond, la texture sabla-limoneuse à limono­

sableuse. L'espèce végétale la plus fréquente est Butyrospermum parkii

GAERTN. Le taux de couverture du sol est de 60 % à plus de 90 %.

La savane boisée couvre les terrasses et les pénéplaines à sols

très profonds et à texlure limona-sableuse à argilo-limoneuse. Les

espèces végétnles rencontrées sont Terminalia macroptera G. et PERR.,

Pilostigma reticulata (DC.) HOCHST. Le taux de couverture du sol est

de 70 % à 100 %.

28

La prairie humide recouvre les plaines inondables à sol très

profond, à texture argilo-limoneuse à argileuse. L'espèce végétale la

plus fréquente est Andropogon gayanus KUNTH.

La formation ripicole se trouve le long des voies de drainage à

sol toujours ou temporairement gorgé d'eau, argileux et très profond.

Les espèces végétales les plus représentatives sont Mitragyna inermis

(WILLD.) O. KZE., Nauclea latifolia SM.

CCJNTEX."r:E C;eX)T .cx:::J:QUE DE LA.. ZOlNE

29

II. CONTEXTE GEOLOGIQUE

II.1. Aperçu de la géologie du Burkina Faso

Le BurKina Faso est constitué à près de 85 % (CIEH. 1988) par un

bloc de formations cristallines du Précambrien C et D, recouvert en

discordance, sur les frontières nord et nord-ouest du pays, par les

sédiments du Précambrien A du bassin de Taoudéni, et sur la frontière

sud-est par les sédiments de la bordure septentrionale du bassin

voltaïen (précambrien A à Eocarnbrien), (fig. 12). Dans la plaine du

Gondo, à l'extrême nord-ouest, les dépôts continentaux tertiaires

(Continental terminal) se superposent directement aux formations du

précambrien A. (Barrère et slansky, 1965 i D.G.M., 1967). Les dépôts

du Continental terminal recouvrent également les formations du

Précambrien C et D à l'est.

Les formations du Précambrien D ou Antébirrimien sont essentiel­

lement des granitoïdes de 2660 ± 135 HA dtâge. Celles du Précambrien C

ou Birrimien, constituent des sillons étroits, à remplissage de volcd­

nites, pyroclasties. volcano-sédimentaires et argilo-gréseux. Elles

ont dû se mettre en place vers 2300 MA (Hottin et Ouédraogo, 1975).

La sédimentation du Précambrien A aurait débuté vers 1000 MA

(Ouédraogo, 1981) ou vers 1300 MA (Hottin et Ouédraogo, 1975).

La tectonique se traduit par les orogénies libérienne, ébur­

néenne et pan-africaine.

L'orogénie libérienne se manifeste par une tectonique d'ensemble

du substratum antébirrimien difficile à préciser.

La tectonique éburnéenne débute par un stade précoce de frac tu­

ration du bâti antébirrimien. Cette fracturation sIest faite suivant

deux directions prédominantes

- une direction variant de NNE (bordure ouest du noyau Mossi) à

franchement NE (bordure est et nord-est du noyau Mossi) ;

- et une direction NBOoW à N600W (nord du noyau Mossi).

Les formations du groupe sédimentaire terminal recouvrent, en

discordance, entre 2170 et 2100 MA, les volcano-sédiments et le socle.

Les phases tectoniques majeures de l'orogénie éburnéenne affectent,

entre 2100 et 1950 MA, la totalité du Burkina Faso.

L'orogénie pan-africaine. A partir dû la fin du cycle éburnéen

(vers 1700 MA), le territoire burkinabè, partie intégrante du craton

ouest africain, en dehors sans doute de mouvements épiorogéniques et

1::::::.:'" -1 COu"erlur~ s~dim~nlair~ cfa;t' prêc.ambrlen 5up';rl~ur, cambro.ordovlClen'. . . . . ~ 1 1~rlla 1r e

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Fig. 12 Equisse géologique du Burkina Faso (d'après SAVADOGO, 1984)

de fracturations accompagnées peut-être d'émissions doléritiques et

liées à l'évolution des bassins sédimentaires (synclise de Taoudéni,

bassin voltaïen, fosse du Gourma), n'a plus été touché que par les

manifestations de l'orogénie pan-africaine à l'extrême nord-est et à

l'extrême Sud Est (Hottin et Ouédraogo, 1975).

II.2. Géologie de la zone d'étude

La figure 13 présente la carte géologique de la région de la

boucle du Mouhoun. Les formations sédimentaires du Précambrien A se

présentent d'ouest en est sous forme de bandes plus ou moins étroites

allongées de direction générale NE-SW. Les rares affleurements sont

recouverts de cuirasses latéritiques ou sont fortement érodés. La

reconnaissance géologique lors des implantations de forages s'avère

difficile. Seules les données recueillies lors des forations peuvent

permettre de faire une reconstitution géologique et un tracé de la

limite Est de la zone d'étude. La figure 14 montre la répartition des

forages, réalisés par le Projet d'Hydraulique Villageoise de la Boucle

du Mouhoun dans la zone d'étude. Les logs de ces forages ont servi à

la réalisation d'essais de corrélations. Les corrélations, orientées

nord-sud, relient des forages qui appartiendraient à une même forma­

tion géologique.

De façon générale les corrélations dans les formations du Pré­

cambrien A sont difficiles à faire (Keita, 1981) pour des raisons

diverses. Les formations sont azoïques et présentent de nombreuses

variations latérales de faciès. Les coupes géologiques des forages de

la zone d'étude sont décrites de façon très sommaire et pas très sûre.

Les formations sédimentaires du Précambrien, A qUl ont fait l'ob­

jet de études (Sagatzky, 1935 i B.R.G.M., 1960 ; et Bonnard, 1965 et

1966), auraient une puissance supérieure à 1500 mètres et ont été di­

visée en trois grands groupes

- le groupe des grès inférieurs constitués par les grès inférieurs,

les grès de base et les grès de Sotuba. Seuls les grès de Sotuba sont

représentés dans la zone d'étude;

- le groupe moyen ou groupe gréso-schisteux constitué des grès à

galets de quartz, des grés dolomitiques, des grès fins roses, des

schistes de Toun et des grès de Koutiala i

- le groupe des grès supérieurs formé de grès grossiers Souvent con­

glomératiques à ciment kaolineux (grès de Bandiagara).

o 'iOKm1

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Gr~s dr Band'.lIgoir a

Grrs dr Koulial A

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Fig. 13 Carte géologique de la boucle du Mouhoun (IWACO, 1989 modifiée)

34

II.2.1. La lithostratigraphie

Les différentes synthèses effectuées sur la géologie et la li­

thostratigraphie de la région du projet (Hottin et Ouédraogo, 1975 ;

Elgueta, 1983) permettent de préciser la séquence des formations sédi­

mentaires du Précambrien A, du Tertiaire et du Quaternaire (fig. 15).

II.2.1.1. Les formations sédimentaires du Précambrien A

Elles sont essentiellement gréseuses, correspondant à un faciès

dominant de sédimentation littorale-fluviatile, avec des intercala­

tions marines plus ou moins accentuées. On y distingue de bas en haut

les grès de Sotuba, les grès à galets de quartz, ltétage sChisto-gré­

50-dolomitique, les grès roses,les schistes de Toun, les grès de

Koutiala et les grès de Bandiagara.

La formation des grès de Sotuba atteint son extension maximale

dans la zone d'étude. Sa puissance varierait de 150 à 500 m selon les

différents auteurs (180 m pour Palausi, 1950 ; 150 m pour Lajoinie,

1960 et de 300 à 500 m pour Hottin et Ouédraogo, 1975).

C'est un ensemble formé de haut en bas de schistes argileux, de

grès homogènes fins argileux, de schistes gréseux et pelites, de grès

homogènes glauconieux temoins d'influences marines nettes, de grès

schisteux en plaquettes. Les dépôts sont réguliers avec une variation

générale d'Est (où les dépôts sont plus argileux) en Ouest (où les

dépôts sont plus grossiers détritiques, (Hottin et Ouédraogo, 1975).

La figure 16 représentant les coupes des forages réalisés dans ces

formations permet de donner les indications suivantes. Au Nord se

retrouve des sables, des sables argileux. Au centre ce sont des grès

et des schistes, au Sud des grès schisteux. L'altération est assez

épaisse (40 à 60 ml. Les formations latéritiques atteignent des

puissances de 30 m.

- Les grès à galets de quartz. La présence de galets roulés de

quartz, millimétriques à décimétriques, permet de distingue ces grès

de l'étage précédent sur lequel ils sont transgressifs. Les rares

affleurements, montrent des grès quartzites fins à grossiers, à stra­

tifications entrecroisées fréquentes. Vers le sommet de la formation,

des intercalations schisto-quartzeuses annoncent le passage à l'étage

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Fig. 15 Séquence lithostratigraphique (in ELGUETA, 1983)

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Fig. 16 Essai de corrélation dans les grès de Sotuba

37

schisto-gréso-dolomitique sus-jacent. Ces grès ont une puissance de

l'ordre de 200 m (D.G.M., 1967). La figure 17 présente les logs de

forages réalisés dans les grès à galets de quartz. Les formations

géologiques sont des grès avec parfois des intercalations de schistes.

Les formations latéritiques sont assez puissantes dans la pénéplaine

(20 à 30 ml.

- L'étage schisto-gréso-dolomitique est formé par une alternance de

grès fins argileux homogènes, soit micacés et à débit schisteux, soit

siliceux et compacts i de schistes gréseux noirs et de schistes argi­

leux lie-de-vin avec des niveaux lenticulaires intercalaires de dolo­

mies plus ou moins argileuses, parfois à stromatolites. L'alternance

des faciès et les variations latérales très rapides temoignent d'une

sédimentation variable, à caractère peu profond (stromatolites). Sa

puissance serait de 300 m environ (Ouédraogo, 1981).

La figure 18 montre des grès et des schistes surmontés par des

formations argileuses, sableuses ou argilo-sableuses. Le tout est

recouvert par une cuirasse latéritique (5 à 15 ml. Ces formations sont

assez homogènes. Les coupes de forages présentent rarement la dolomie.

Les formations schisteuses du Nord sont souvent stériles.

- Les grès roses sont des niveaux homogènes de grès fins, compacts,

essentiellement quartzitiques, très rarement micacés, constituant, de

par leur constance un excellent repère stratigraphique. De petites in­

tercalations dolomitiques (quelques décimètres à quelques mètres de

dolomies gréseuses à structure bréchique) sont signalées vers le som­

met de la formation, sa puissance serait d'environ 250 m (Ouédraogo,

1981). Les coupes géologiques de la figure 19 indiquent que ces grès

roses sont formés essentiellement par des grès recouverts par des

sables et/ou des argiles au Nord. Les cuirasses latéritiques peuvent

être importantes (10 à 30 ml. Il y a de très nombreuses variations

latérales de faciès surtout au Sud où l'on passe des grès aux schis­

tes. Il y a une épaisse couche argileuse ou schisteuse à l'approche du

fleuve.

- Les schistes de Toun affleurent en bande au pied des falaises de

Koutiala. C'est une association de grès schisteux, de grès ferrugi­

neux très fins et de schistes argileux prédominants, avec quelques

lits de jaspes et de passées dolomitiques en niveaux métriques

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41

intercalaires de faciès variés. Ces formations sont tendres, très

altérables, de couleurs variées (bleu, vert, jaune) Les schistes de

Toun auraient une épaisseur estimée à 250 m (Ouédraogo, 1981).

Les schistes dominent au Nord tandis qu'au centre ce sont les

argiles, les argiles sableuses. Au Sud on a souvent des alternances de

grès et de schistes. Les variations latérales de faciès sont très fré­

quentes (fig. 20). Le recouvrement latéritique s'observe surtout au

centre et au Sud (10 m d'épaisseur). Les débits atteignent des fois 20

m]jh. Les schistes sont stériles au Nord, du moins jusqu'à une certai­

ne profondeur (130 m, forage n D 195). Au Sud et au niveau de la zone

de transition ils sont plus productifs.

- Les grès de Koutiala sont représentés par des faciès homogènes

fins, avec, essentiellement, un niveau inférieur (15 m de puissance

moyenne) de grès rose pâle, lité et plus ou moins micacé, et un niveau

supérieur (20 m de puissance environ) de grès légèrement kaolineux,

friable, à stratifications entrecroisées et taches d'oxydes de fer.

Ces grès ont une puissance moyenne de 50 m environ (Ouédraogo, 1981).

Sur la figure on note que les formations latéritiques sont pres­

qu'inexistantes, peu épaisses (moins de 5 m) et recouvertes par des

couches de sable. Les grès, les grès schisteux forment la roche dure

de cet étage.

- Les grès de Bandiagara représentent l'étage terminal du Précam­

brien A au Nord-Ouest du Burkina Faso. Ce sont des grès à ciment

siliceux ou kaolineux, à grain moyen à gros, souvent hétérogènes et

grossiers à nombreuses stratifications entrecroisées et passées con­

glomératiques parfois à galets décimétriques. Ils sont nettement

transgressifs sur les grès fins précédents et ont une puissance de 100

m (Palausi, 1951 i Defossez, 1958). La figure 22 présente des grès

sub-affleurants et une formation latéritique faiblement représentée.

Les grès, qui constituent l'essentiel de la géologie, sont surmontés

par des sables, des argiles et des sables argileux. Les grès sont

surtout moyens et grossiers. Ces formations contiennent une nappe

qu'on pourrait appeler la nappe de Bandiagara. Ces grès sont assez

productifs, les débits sont moyens et vont de 1.4 à 20 m~h.

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43

II.2.1.2. Les formations du Tertiaire et du Quaternaire

Ce sont les sables argileux du Continental terminal et les laté­

rites qui recouvrent les formations des sédiments du Précambrien A.

Les épaisseurs de ces formations sont très variables. On observe les

plus fortes épaisseurs au niveau de la plaine du Gondo.

- Le Continental terminal (CT) est très bien représenté dans la zone

d'étude. C'est une formation argilo-sableuse plus ou moins bariolée,

souvent rubéfiée, discordante et transgressive sur le Précambrien A.

Les différents auteurs lui attribuent une puissance allanet de 10-30 m

(Palausi, 1951 ; Defossez, 1958) à 100 m (D.G.M., 1967). Les coupes

des forages les plus recents (1992) indiquent des épaisseurs de 120 m

à Manga (forage 785) et de 130 m à Sémé (forages 781, 782 et 788),

prouvant que cette formation peut atteindre une puissance supérieure à

100 m par endroit.

Sur la figure 23 on note sur la rive gauche du Sourou de puis­

santes cuirasses latéritiques (20-30 m d'épaisseur) qui sont recouver­

tes par des formations sableuses ou argileuses. La roche dure est

gréseuse, argileuse ou schisteuse.

Ces formations renfermeraient une nappe continue (Archambault,

1951 et 1962 ; Defossez, 1958).

- Les latérites et bauxites. Le recouvrement latéritique est un ca­

ractère dominant des paysages pénéplanés, mollement ondulés ou tabu­

laires. Dans la zone d'étude on retrouve de nombreuses couvertures

latéritiques, leur épaisseur varie beaucoup (de un à plus de vingt

mètres).

II.2.2. Tectonique et Photogéologie

II.2.2.1. Tectonique et structure d'ensemble

La tectonique de la zone d'étude est mal connue. La bordure sud­

est du synclinal de Taoudéni est orientée SW-NE. Elle est affectée par

un plissement important. En plus de la tectonique plissante, les ro­

ches ont été le siège d'une tectonique cassante qui affecte surtout la

base des sédiments et qui semble correspondre à des rejeux de failles

du socle au cours de la première phase de la sédimentation du primaire

(D.G.M., 1967). Cependant Keijer, 1990 fait état de structures en

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Fig. 23 Essai de corrêlation dans le continetal terminal

45

horsts et grabens qui encadreraient la plaine du Gondo ct IWACO, 1987

de structure en touches de piano.

L'importante couverture sédimentaire masque les manifestations

tectonique dans la région. Les formations sédimentaires sont presque

tabulaires avec un très léger pendage variant de 2 à 6° Nord-Ouest.

Les grès constituent une dalle inclinée vers le Nord-Ouest (D.G.M.,

1967).

Palausi (1954) en faisant des études géologiques et géophysiques

comparées entre Bobo-Dioulasso et Douentza a trouvé au moins deux

failles gubverticales en allant d'Ouesl en Est (fig. 24).

La première faille se situerait à Gnimini au pied des falaises,

elle met en contact les grès de Koutiala et les schistes de Toun. La

deuième se trouverait à l'est de Bourasso j son rejet n'est pas très

important. Entre ces deux principales failles, une formation d'allu­

vions anciennes (probablement des formations du Continental terminal),

recouvre les schistes de toun et les grès de Koutiala. Une troisième

faille, plus hypothétique se situerait au niveau du village de Soin.

D'après ce travail la ville de Dédougou serait située sur les schistes

de Toun qui reposent directement sur les grès de Sotuba. Cette dispo­

sition des couches géologiques est remise en cause de nos jourg.

II.3. Apport de la photogéologie

La rareté des affleurements, la présence de la couverture végé­

tale au Sud et de la formation sablo-argileuse du Continental terminal

au Nord rendent l'étude des failles et fissures assez difficile à me­

ner sur le terrain.

La photogéologie est un instrument, fort intéressant, qui perment

de palier en partie à ces difficultés de terrain lors de l'implanta­

tion des forages d'hydraulique villageoise.

II.3.1. Généralités sur la photogéologie

Le but de la photo-interprétation est de déterminer les fractu­

res et les fissures qui peuvent être observées directement sur les

photographies aériennes ou déduites de la morphologie par les révéla­

teurs dont les principaux sont (Scanvic, 19B3)

- les révélateurg directs apparaissant dans la zone d'affleUrement.

Ils concernent l'observation d'un rejet évident de niveaux caracté-

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Fig. 24 Schéma de la structure d'ensemble (dtaprès PALAUSI, 1954)

47

ristiques ou de figures typiques 1

- les révélateurs indirects permettant de deduire la présence, avec

une certitude variable selon le type considéré et l'importance de la

matérialisation, des fractures.

Les révélateurs indirects qui s'expliquent par bien des causes

géologiques, sont entre autres l'alignement de la végétation; les

interruptions linéaires dans la végétation et les limites de végéta­

tion ; les linéarités de tonalité i les limites de tonalité; les

limites de texture; les linéarités du réseau hydrographique.

Tout ceci se traduit sur la photographie aérienne par des aligne­

ments morphostructuraux ou linéaments, traduisant des zones de fai­

blesse des roches (Conradsen et al, 1986). Ces linéaments sont souli­

gnés par le réseau hydrographique ou se détachent simplement en clair

ou sombre et sont plus ou moins visibles (Sawadogo, 1982).

La recherche des révélateurs indirects qui indiquent les diacla­

ses ou les failles/ lieux privilégiés de circulation de l'eau souter­

raine dans les formations sédimentaires consolidées du Précambrien A

est donc l'opération primordiale de l'implantation du forage d'eau.

Les photo-linéaments tracés sur papier calque, sont repérés sur le

terrain (reconnaissance hydrogéologique) et confirmés par des sondages

géo-électriques.

La télédétection spatiale est d'un apport très apprécié dans le

traçage des linéaments car les images satellites embrassent de gran­

des superficies. Elle a été employée par Zambelongo en 1982 pour

l'étude de 6 villages test dans la boucle du Mouhoun.

II.3.2. Les linéaments satellitaires

Sur la figure 25 indiquant ces principaux linéaments tracés sur

image satellite à l'échelle 1/500.000, on constate que:

- le Sud et l'Ouest concentrent le plus de linéaments;

- le centre et le Nord constituent des zones où les linéaments sont

peu visibles à cause de la forte couverture des sédiments sableux et

argileux du Tertiaire et Quaternaire (Continental terminal).

Le tableau 4 présente les principales directions des linéaments

tracés sur images satellites au niveau des formations sédimentaires du

précambrien A.

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Fig. 25 Les linéaments satellitaires

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30 - 60 (NE-SW) 39.75 35.29 30.89 22,7R 23,33 27.54 34,88 26.64- 51,51 20,31

60 - 90 (ENE-WSW) 9.63 17.64 14.65 17,72 10 10,14 11.63 11,11 7.02 17.19

90 - ]20 (ESE-WNW) 5.28 3.9 7J2 5.06 6.67 5,H 6.98 0 2.63 0.13

120 -0]50 (SE-NW 21,12 17,64 23.56 20,25 23,33 30,43 20.93 31.78 14.04 32,81

150 - 180 (SSE-NNW) 10,25 9,80 9,94 8Jl6 16,67 11,59 20.93 17,78 14,40 12,50

cr: Continenlal termÎnal

GBK : Grès de KOUliala et de nandiagnra

ST: Schistes de Toun

ESGD : Etage schisro-dolomitiqllc

CGQ : Grès à galets de quartz

GS : Grès de SOluh;\

GR : Grès roses PCA : Pré{.'illnbrien A

Tableau 4 - Répartilion des linéaments

Il ressort sur un total de 322 linéaments d'une longueur de 6425

Km que :

- 128 des linéaments soit 39,75 % appartiennent à la classe 30-60

(direction NE-SW) et ont une longueur de 2684 Km ce qui constitue

41,87 % de la longueur totale;

- la classe 120-150 (direction SE-NW) enregistre 68 linéaments (21,12

%) et 1207,5 Km (18,84 % de la longueur totale) ;

- la classe 0-30 (direction NNE-SSW) se compose de 45 linéaments

(13,98 %) et 913 Km soit 14,24 % de la longueur totale

- la classe 150-180 (direction SSE-NNW) compte 33 linéaments d'une

longueur de 145.3 km soit respectivement 10.25 % et 11.33 %.

- les classes 60-90 et 90-120 (directions ENE-WSW et ESE-WNW) sont

les plus faiblement représentées avec respectivement 9,63 et 5,28 % du

nombre de linéaments et 9,04 et 4,67 % de la longueur des linéaments.

5D

II.3.2.1. Au niveau des formations sédimentaires

Les linéaments ont été tracés selon les différentes formations

géologiques afin de déterminer les principales directions au niveau de

chaque formation. La figure 26 illustre les principales directions des

linéamen~s au niveau des formations sédimentaires du Précambrien A de

la zone d'étude.

La direction NE-SW domine surtout dans les grès roses, les grès à

galets de quartz et les grès de Koutiala et de Bandiagara avec respec­

tivement 34,88 %, 23,23 % et 53,51 % des linéaments.

Dans les grès de sotuba (22,78 %), l'étage schisto-gréso-dolomitique

(27,54 %), les schistes de Toun (26,67 %) et le Continental terminal

(20,31 %), cette direction est importante.

La direction SE-NW quant à elle est dominante au niveau des

schistes de Toun (31,78 %), de l'étage schisto-gréso-dolomitique

(30,43 %) et du continental terminal (32,81 %).

Les linéaments de direction ENE-WSW et ESE-WNW sont de moindre

importance du point de vue nombre et longueur dans toutes les forma­

tions géologiques.

Une comparaison des pourcentages de linéaments par direction au

niveau des formations du Précambrien A (fig. 27) donne des valeurs de

10 % et 20 % dans chaque formation géologique pour les directions WNW­

ESE et ENE-WSW. Elle fait apparaître qu'au niveau de la direction NE­

SW le pourcentage des linéaments est supérieur à 20 %.

II.3.2.2. Au niveau du socle cristallin

Le nombre et les directions des linéaments tracés dans la portion

du socle cristallin sont représentés à la figure 28.

Les directions NE-SW (30-60) avec 35,3 % et ENE-WSW (90-120) et

SE-NW (120-150) avec chacun 17,6 % enrégistrent le plus grand nombre

de linéaments. Les directions SSE-NNW et ESE-WNW avec respectivement

9,8 et 3,9 % sont les moins représentées (tableau 4).

II.3.3. Les photo-linéaments

Ce sont des linéaments tracés sur les photographies aériennes en

vue de l'implantation de forages dans les formations sédimentaires du

Précambrien A. Les directions NE-SW (30-60) et SE-NW (120-150) avec

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COntinentill term;nal

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Fig. 27 Comparaison des directions liéamentaires

des formations du Précambrien A

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Fig. 28 Comparaison des principales directions des linéaments

des formations du Précambrien A et du socle

54

respectivement 30 / 9 % et 23 / 6 % des linéaments sont les plus représen­

tées. Les directions 55E-NNW et E5E-WNW avec 9 / 9 et 7,3 % des linéa­

ments sont les plus faiblement représentées.

La figure 27 illustre la répartition des linéaments tracés sur

photographies aériennes et sur images satellites par classe de direc­

tion. Ce sont les directions NE-SW et SE-NW, qui prédominent sur ces

deux types de documents. On remarque avec Zambelongo (1982) que

le sédimentaire semble aussi fracturé que le socle cristallin

- les linéaments de grande importance suivent les limites de la plaine

du Gondo , et enfin les deux principales directions NE-5W et NW-SE se

recoupent presque à angle droit ;

- les linéaments principaux marquent les grès de 50tuba , de Koutiala

et de Bandiagara

- les linéaments secondaires et tertiaires se concentrent sur les grès

roses, l'étage gréso-schisto-dolomitique et la bordure Sud du Conti­

nental terminal.

II.3.4. Conclusion de l'étude photogéologique

Les formations sédimentaires du Précambrien A sont bien fractu­

rées comme le montre les multitudes de linéaments tracés sur les ima­

ges satellites et less photographies aériennes. Cependant ces fractu­

res sont masquées sur le terrain par la végétation et les formations

du continental terminal.

La principale direction des linéaments est la NE-SW qui est très

fortement représentée dans toutes ces formations et dans les forma­

tions du socle cristallin. cette direction cumule aussi les plus

grandes longueurs de linéaments.

La similitude des principales directions de linéaments dans les

formations sédimentaires du Précambrien A et dans le socle cristallin

laisse penser que ces formations ont subi à la même époque les mêmes

types de déformations tectoniques.

De la densité de ce réseau de linéaments va dépendre la présence

d'aquifères profonds dans les formations sédimentaires du Précambrien

A.

III. HYDROGEOLOGIE

111.1. Les principaux aquifères

Les recherches hydrogéologiques se sont intensifiées dans la

région de la boucle du Mouhoun à partir des années 1970 qui marquent

le début de la sécheresse dans les pays du sahel. L'amélioration des

techniques de foration a contribué au plein essor de ces recherches

qui se manifestent par l'implantation de forages à l'aide de la photo­

géologie et de la géophysique. Plus de 600 ouvrages ont été ainsi exé­

cutés dans cette région dont près de 500 dans la zone d'étude. Les

recherches ont montré qu'il existe deux types d'aquifère: les aqui­

fères superficiels et les aquifères profonds des fractures et fissures

qui ferront l'objet de notre étude.

Les aquifères superficiels, ils sont discontinus et d'extension

limitée. Ce sont :

- les aquifères des altérites au dessus de la roche dure saine

(collectif, 1990). La porosité et la perméabilité dépendent de la na­

ture des altérites (fig. 29). Ils sont souvent en contact avec les

aquifères des fractures. Leurs épaisseurs atteignent des rois 60 m

voire plus. Les nappes sont exploitées par des puits villageois;

- les aquifères des sédiments alluviaux des marigots (Archambault,

1951 et 1960 ; IWACO, 1907). On les trouve au niveau des bas fonds

(fiq. 30). Les nappes sont temporaires et sont captées par des

puisards peu profonds (1 à 5 ml. Leurs débits sont importants en

saison des pluies (200 mJ/j) et faibles en saison sèche (Defossez,

1958) ;

- les aquifères des latérites qui se développenL surtout sur les

plateaux cuirassés. Des puits de 5 à 20 m les captent. Leurs eaux

tarissent en saison sèche (Taho, 1981 ; Coulibaly, 1990).

Les aquifères profonds des ~ractures et fissures. Au-dessus de la

roche saine, on rencontre une zone plus ou moins intensement fissurée

et partiellement altérée vers le haut, comportant de nombreuses fis­

sures et diaclases à pendage variable, ouvertes mais soUvent remplies

par des produits d'altération. L'épaisseur de ce réservoir est encore

mal connue avec précision, et elle varie en fonction de Id lilhologie.

Elle est souvent importante dans les formations sédimentaires ancien-

nes.

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111

socle !Odin

~ig. 29 Coupe schématique des formations aquifères en région de granite

(D'après R. GUIRAUD, 1975)

, Filon de qU.::lrrz

ensuperficiellela tranche d'altération

GUIRAUD 1 1975)schématique de

(D'après R.Fig. 30 coupe

région schisteuse

57

Les réservoirs de fissures et de failles, représentent des aqui­

fères potentiels, et des nappes temporaires ou permanentes peuvent se

constituer à leur niveau lorsque les conditions climatiques et géomor­

phologiques sont favorables (Collectif, 1990).

111.2. Etude des aquifères profonds

111.2.1. L'épaisseur d'altération

L'épaisseur d'altération, à traverser pour atteindre la roche

fracturée profonde, varie en fonction de la lithologie et des facteurs

morphologiques (bas-fonds, collines etc .. ). Elle est déterminée par le

sondage géo-électrique qui apporte des informations quantitatives à la

verticale du point de mesure, permet d'obtenir l'épaisseur et la

résistivité spécifique (résistivité vraie), de chacune des couches à

l'aplomb du centre du sondage (Meyer De Stadelhofen, 1991). Les figu­

res 31 à 38 montrent des interprétations de sondages donnant les

épaisseurs de couches altérées.

Ainsi aU niveau des grès à galets de quartz, des grès de Koutiala

et des grès de Bandiagagra, les épaisseurs d'altération sont faibles

(1,5 à 28 ml.Pour les grès de Sotuba, l'étage schisto-gréso-dolomitique, les

grès roses, les schistes de Toun et le continental terminal les alté­

rations sont plus importantes, les moyennes varient de 32 à 80 m.

(Annexes II).

La carte des épaisseurs d'altération, établie à partir des don­

nées recueillies lors de la foration, (fig. 39), montre la zone des

falaises qui présente des épaisseurs inférieures à 30 m. La roche dure

est affleurante ou sub-affleurante. La région des collines du sud pré­

sente aussi des épaisseurs d'altération faibles (1,5 à 25 m). Les

épaisseurs d'altération sont plus élevées dans l'extrême nord-est et

dans une bande d'orientation NW-SE au centre de la zone d'étude.

111.2.2. Les venues d'eau

Les côtes des venues d'eau reperées lors de la foration, varient

d'une formation géologique à l'autre et au sein d'une même formation.

58

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Fig. 31 Sondage PIM7 (Gr~s de sotuba)

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Fig. 32 Sondage P4M17 (Grès à galets de quartz)

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Fig. 33 Sondage plM12 (Etage schisto-gréso-dolomitique)

59

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Fig. 34 Sondage P1M4 (Grès roses)

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Fig. 37 Sondage P2M17 (Grès de Bandiagara)

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Fig. 38 Sondage P1M6 (Continental terminal)

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••Fig. 39 Carte des épalsRP-urs d'altération

La figure 40 indiquse les côtes des venues d'eau dans les

différentes formations sédimentaires du Précambrien A de la boucle du

Mouhoun.

Les côtes les plus basses se localisent au centre de la plaine du

Gondo dans le Continental terminal (180 m au dessus du niveau zéro).

Les côtes les plus élevées se localisent au niveau des falaises et des

collines du Sud. Ces côtes semblent être liées au rélief. En outre on

constate

- une dénivélée importante d'au moins 50 m entre les forages de la

zone des falaises et ceux de la plaine ;

- les différences entre côtes de venues d'eau sont moindres entre les

forages de la plaine ;

- il n'y a pas de côte de venue d'eau qui caractérise une formation

géologique. Les côtes des venues d'eau semblent imbriquées entre elles

au niveau de l'ensemble du sédimentaire du Précambrien A.

- si les venues d'eau sont uniquement liées aux fissures et fractures,

alors on peut affirmer avec Palausi (1958) que ces dernières sont par­

fois assez profondes (100 à 200 m).

La géométrie de tels aquifères est difficile à déterminer. Les

épaisseurs de ces aquifères ne sont pas très bien connues et sont

variables si l'on ne tient compte que des différentes côtes de venue

d'eau. Les aquifères profonds semblent continus, tout au moins dans la

plaine, mais présentent de nombreuses poches et lentilles sèches qui

expliquent les taux d'échec élevés (5 à 23 %). Cette situation est

proche de celle du bassin de Bobo qui prolonge la zone d'étude au sud­

ouest. En effet dans ce bassin les hydrogéologues du C.I.E.H. et du

B.R.G.M. ont montré que les débits sont plus élevés à proximité des

fractures que dans les zones non tectonisées. L'empilement de strates

de perméabilités différentes doit constituer un système aquifère mul­

ticouche (C.I.E.H.-B.R.G.M., 1988).

Cependant le manque de forage profond (> 250 m) dans la région

incite à la prudence dans les conclusions. De tels forages permettront

de vérifier la justesse de la succession des couches décrites dans la

séquence lithostratigraphique, la juxtaposition des aquifères et leur

géométrie.

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Fig. 43 Côtes des VE'nuI"S d'eau dans la lor.!" d'étude

GS Grès de Soluba

GGO, Grr.5. Q galels c1 e q uarl z

E~ Etage scnislo-grrZ5D-dolomltique

G.R Grt$ roses

5.1. 5c1'\Is les de Toun

G.K Grès de Kouliala

G.B. Grès de Bandia(j.lfa

c.T Conlinenlill terminai

Fig. 40 Côtes des venues d'eau dans la zone d'étude

64

111.2.3. La productivité des ouvrages

Les aquifères profonds contiennent des nappes dont les produc­

tivités sont très variables. Les productivités moyennes des ouvrages

sont de 7,2 mJ/h pour les grès de Sotuba, de 9 m3 /h au niveau des grès

à galets de quarzt, de 5,9 m3/h dans les ouvrages de l'étage schisto­

gréso-dolomitique, de 2,B m3/h dans les grès roses, de 5 m3 /h pour les

grès de Koutiala et de Bandiagara et de 4 mJ/h au niveau du Continen­

tal terminal (Annexes II). La productivité semble liée à l'ouverture,

la profondeur et la direction des fractures et fissures qui dépendent

de la nature lithologique de la roche réservoir. Dans ces types de

roches consolidées, la porosité et la perméabilité sont liées aux

fractures et fissures.

111.2.3.1. Forages, linéaments et taux de réussite

Les forages sont implantés sur les linéaments (manifestations des

fractures et fissureS sur photographies aériennes) OU sur leurs croi­

sements appelés noeuds. L'ensemble des forages réalisés sur des liné­

aments de direction connue, dans ces formations sédimentaires sont au

nombre de 82. Le tableau 5 résume la répartition de ces forages.

Direction Nombre pourcentage

0 - 30 (NNE-SSW) 16 19,51

30 - 60 (NE-SW) 17 20,73

60 - 90 (ENE-WSW) 10 12,191

90 - 120 (ESE-WNW) 20 24,39

1 120 - 150 (SE-NW) 10 12,19

i~ - 180 (SSE-NNW) 9 10,97

Tableau 5 Répartition des ouvrages en fonction desdirections des linéaments

Sur ce total de 82 ouvrages, 24,4 % sont exécutés sur des

linéaments de direction ESE-WNW, 20,7 % sur ceux de direction NE-SW.

On note 19,5 %, 12,2 %, et Il % de réalisations sur les directions

NNE-SSW, ENE-WSW, SE-NW et SSE-NNW respectivement.

65

La figure 41 présente la relation entre les forages et les

directions connues de linéaments.

ÀU niveau des grès Sotuba, c'est sur les directions NNE-SSW et

ESE-WNW qu'ont été réalisés le plus d'ouvrages soit 32,15 % et 28,57 %

respectivement.

Pour l'étage schisto-gréso-dolmitique, c'est la direction NE-SW

qui comporte le plus de forages réalisés sur linéaments de direction

connue (50 %).

Les directions NE-SW, SSE-NNW et ESE-WNW enregistrent chacune 23

% de forages réalisés dans les grès roses.

Au sein des schistes de Toun, 33,33 % des ouvrages sont implantés

sur les linéaments de direction ESE-WNW.

Les directions NE-SW, ENE-WSW et SSE-NNW sont celles sur lesquel­

les sont implantés le plus de forages dans le Continental terminal

(22,22 % chacune).

Les débits des forages varient de 0 à plus de 40 m3/h dans la

zone étudiée. Le taux de réussite, défini comme le pourcentage des

forages dont le débit est supérieur ou égal à 0,7 m3/h par rapport à

l'ensemble des ouvrages, est de 83 %. Cependant ce taux varie forte­

ment en fonction des formations géologiques comme le montre le tableau

6.

Formation géologique Nombre total Forage positif %

Continental terminal 93 71 76.4

Grès de Bandiagara 30 27 90

Grés de Koutiala 27 21 77.8

Schistes de Toun 82 66 80.5

Grès roses 37 32 86.5

Etage schisto-dolomitique 80 71 88.75

Grès à galets de quartz 35 33 94.3

Grès de Sotuba 101 83 82.2

Tableau 6 Taux de réussite dans les formations sédimen­taires du Précambrien À.

D'une façon générale ce taux varie de 76,4 % à 94,3 % selon les

formations géologiques. Pour les grès à galets de quartz, les grès ro­

ses, l'étage schisto-gréso-dolomitique et les grès de Bandiagara, il

d chaque formation géologiquea) Au IllVeaU c

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Fig. 41 Relation entre linéaments el for~ge~

67

est élevé (94,3 %, 86,5 %, 88,75 %, et 90 % respectivement).

Les grès de Sotuba, les grès de Koutiala, les schistes de Toun et

le continental terminal présentent des taux de réussite plus faibles

(82,2 %, 80,5 %, 77,8 % et 76,4 %). Ces petites différences peuvent

s'expliquer par plusieurs causes.

Dans le socle cristallin et le sédimentaire du Précambien A (grès

siliceux, grès quartzite, schistes) la présence de l'eau souterraine

étant fortement liée à la fracturation, la productivité des ouvrages

est liée à l'ouverture des fractures et des fissures. Les fractures,

les fissures fermées sont plus ou moins stériles.

Les argilites et les schistes forment de mauvais aquifères car

ils n'ont pas de système de fracture ouverte et les forces tectoniques

ont abouti à des déformations plastiques (IWACO, 1987). Ces formations

ont des taux de réussite faibles.

La densité de fractures ouvertes dans les grès siliceux est rela­

tivement faible (1WACO, 1987), le taux de réussite est faible dans de

telles formations.

Les formations schisteuses (schistes de Toun) et gréseuses fines

(grès roses, Continental terminal), ont une porosité primaire négli­

geable (Palausi, 1957, 1958), les taux de réussite y sont faibles.

Les grès à galets de quartz, les grès roses, les grès de

Bandiagara, ont une porosité pouvant atteindre 0,2 (palausi, 1958). Le

taux de réussite dans ces formations avoisine 90 %.

Des facteurs techniques (mauvaise maîtrise de la foration dans le

Continental terminal, les grès roses; l'arrêt prématuré des ouvrages

à des profondeurs de 60 m) ont contribué à élever le taux d'échec dans

ces formations.

11I.2.3.2. Relation entre linéaments et débits de forages

Le tableau 7 donne les pourcentages des ouvrages par classe de

débits et par direction de linéaments et la figure 41 les histogrammes

représentant ces pourcentages.

68

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Fig. 42 Rélalion entre dchiL~ Cldirection des lincamcnls

69

Direction Débit (m3/h)de linéa-ments < 5 5 - 10 10 - 15 15 - 20

a - 30 55.50 22.22 22.22 00.00

30 - 60 61.50 30.76 7.69 00.00

60 - 90 55.55 11.11 11.11 22.22

90 - 120 58.33 25.00 8.33 8.33

120 - 150 71.42 28.57 00.00 00.00

150 - 180 42.85 57.14 00.00 00.00

l Noeuds 85.70 00.00 7.14 7.14

Tableau 7 Relation entre débits et direction delinéaments

De 42,85 % à 71,42 % des débits inférieurs à 5 mJ/h sont produits

par les ouvrages implantés sur les six principales classe9 de direc­

tion de linéaments.

Pour les débits compris entre 5 et 10 m~h les pourcentages par

direction de linéaments vont de Il,11 à 57,14.

Les débits compris entre 10 et 15 m3 /h ne sont produits que par

les des ouvrages localisés sur NNE-SSW, NE-SW, ENE-WSW et ESE-WNW avec

respectivement 22,22 %, 7,69 %, 11,11 % et 8,33 %.

Les débits supérieurs à 15 mJ/h sont produits uniquement par les

forages situés sur des directions linéamentaires ENE-WSW et ESE-WNW

(22,22 % et 8,33 %).Pour les ouvrages exécutés sur les croisements de linéaments

appelés noueds, on constate que près de 85.7 % ont un débit inférieur

à 5 m3/h et 14.28 % un débit supérieur à 10 m3/h.

Généralement les ouvrages réalisés sur les noeuds fournissent des

débits assez importants (Sawadogo, 1982 i Savadogo, 1984). Dans la zo­

ne d1étude, les débits de tels ouvrages ne sont pas extraordinaires.

Cependant le nombre restreint d'ouvragres étudiés incite à la prudence

dans les conclusions.

Les directions NNE-SSW et ENE-WSW sont celles dont les forages

fournissent les plus gros débits. Leur recherche pourrait être privi­

légiée lors de l'implantation de forages à gros débits dans les cen­

tres sémi-urbains de la région.

Les débits varient d'une formation géologique à l'autre et au

sein d'une même formation géologique.

70

La figure 4J illustre la répartition des débits au niveau des

formations géologiques.

Toutes les classes de débits sont représentées au sein des grès

de sotuba. La moyenne des débits est de 8,4 mJJh avec un écart-type de

8,85. Le mode se situe à 0 - 5 mJ/h. Quarante pour cent des ouvrages

productifs ont des débits supérieur à 5 m]/h.

La répartition des débits est assez homogène dans les grès à ga­

lets de quartz. La moyenne des débits est de 9,2 m3Jh avec un écart­

type de 6,91. Cette formation fournit les débits les plus élevés.

L'étage schisto-gréso-dolomitique fournit de très gros débits

(supérieurs à 20 m3Jh). La moyenne est de 10,36 et l'écart-type de

8,79. La fréquence présente deux modes à 5 - 10 et 20 m3Jh.Les grès roses présentent peu de gros débits. Près de 85 % des

ouvrages ont un débit inférieur à 5 m3Jh, les débits supérieurs à 5

m3/h constituent 15 % des forages productifs. La moyenne est de 3,2

m~h et l'écart-type de 4,32.

Au niveau des schistes de Toun, 53 % des débits sont inférieurs à

5 m3/h. La moyenne des débits est de 7,5 et l'écart-type de 5,12.

Pour les grès de Koutiala 52,3 % des ouvrages productifs ont un

débit inférieur à 5 m3/h, il n'y a pas de débit supérieur à 15 m~h.

La moyenne est 6,4 mJJh avec un écart-type de 4.

La fréquence des débits dans les grès de Bandiagara est asymé­

trique avec un mode à 0 - 5 m3/h. La moyenne des débits est de 5,5 et

l'écart-type de 5,7. Dans ces formations 66,7 % des ouvrages produc­

tifs ont un débit inférieur à 5 m3Jh.

Dans les formations du Continental terminal près de 65 % des fo­

rages productifs ont un débit inférieur à 5 m~h, il n'y a pas de

débit supérieur à 20 mJ/h. La moyenne des débits est de 6 m3 Jh avec un

écart-type de 4,79.

Les faibles débits (moins de 5 mJJh) sont représentés dans toutes

les directions et toutes les formations, en des proportions considéra­

bles (de 42 à 85 %). Les débits élevés (supérieurs à 15 m3/h) sont ra­

res. Les ouvrages fournissant un débit compris entre 10 et 15 m3Jhsont implantés sur des linéaments de direction ENE-WSW qui semble être

la direction où l'on a plus de chance d'obtenir des débits élevés. Au

niveau des noeuds de linéaments on n'enregistre pas de gros débits.

Les directions NNW-SSE, NW-SE, NNE-SSW et NE-SW sont celles sur les­

quelles des débits supérieurs à 15 m~h n'ont pas été enregistrés.

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Debits (m3/h)

Fig, 43 Repartition des debil~ auniveau des formations geologiques

5-100-5Ilo,1 --- - ---:--

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111.2.3.3. Les profondeurs d'eau sous le sol

Le niveau d'eau sous le sol varie énormement dans la zone. A

l'Ouest et au Sud (région des falaises et collines) le niveau piézo­

métrique est très proche de la surface du sol (1,5 à 20 m sous le

sol). Au centre (plaine du Gondo) il est plus profond (30 à 60 m voire

plus sous le sol).

Le niveau piézométrique se trouve entre 4 et 70 m sous le sol au

niveau des grès de Sotuba. Pour les grès à galets de quartz ces ni­

veaux se situe entre 7 et 35 m de profondeur sous le sol. Les profon­

deurs vont de 5 à 40 m dans l'étage schisto-gréso-dolomitique, de 9 à

39 m dans les grès roses, de 4 à 55 m au niveau des schistes de Toun.

Le niveau piézométrique est situé à une profondeur comprise entre 12

et 41 m sous le sol pour les grès de Koutiala et entre 1,5 et 39 m

pour les grès de Bandiagara. Le Continental terminal possède les

niveaux piézométriques les plus profonds (10 - 80 m sous le sol).

Il n'y a pas de niveau piézométrique qui caractérise exclusive­

ment un aquifère. Il y a plutôt une sorte d'imbrication de ces niveaux

qui tend à montrer un aquifère unique.

II.2.3.4. Les courbes isopièzes

Les mesures de niveau piézométrique sont effectuées sur les

forages positifs et sur certains forages à débit insuffisant ou mal

équipés. Ces mesures nous ont permis de tracer des courbes isopièzes

de la région d'étude. Les mesures piézométriques sont faites en fonc­

tion du rythme de la foration donc elles ne sont pas synchrones, nous

avons en outre des mesures s'étalant sur plusieurs années.

La figure 44 montre les courbes isopièzes de la région d'étude.

Ces courbes donnent simplement une idée de ce que l'on aurait pu avoir

si les différentes nappes étaient bien définies. On observe

- deux lignes de partage des eaux souterraines. La première se situe à

l'Ouest de la zone d'étude, dans la région des falaises et semble se

superposer à la ligne de partage des eaux superficielles. La seconde

se situe au sud est de la zone d'étude, dans la région des collines.

Elles permettent ainsi de définir deux unités hydrogéologiques d'im­

portance inégale appartenant au même bassin hydrogéologique i

- un petit dôme piézométrique situé dans la région de Lésséré ;

- une petite dépression piézométrique située dans la région de

13

Fig. 44 Courbes .lsopièzes

74

Niempourou i

- les deux principaux axes de drainage sont le Mouhoun et la plaine du

Gondo. Le Sourou ne constitue pas en tant que tel un axe de drainage.

Le Mouhoun, dans sa partie sud située dans la zone d'étude, constitue

une importante zone de drainage des eaux souterraines.

Les courbes isopièzes sont espacées au centre, au Sud et au Nord

Est où le gradient hydraulique varie de 4 à 13 %. Par contre elles se

resserrent à l'Ouest et au Sud-Est avec un fort gradient hydraulique

(46 %). Ce resserrement est attribué à l'augmentation du gradient

hydraulique, mais peut être dû aussi à la morphologie. Quant à l'espa­

cement des courbes isopièzes il laisse supposer une diminution du gra­

dient hydraulique ou de la perméabilité horizontale.

111.2.3.5. Paramètres hydrodynamiques

En l'absence de pompage de longue durée nous avons utilisé les

données des essais de puits par palier de 60 minutes pour évaluer les

débits critiques, les débits d'exploitation des ouvrages et les trans­

missivités. La transmissivité est déterminée par la méthode de Logan

(in Kruseman et De Ridder, 1974 et 1991) à partir du rabattement (Sm)

et du débit maximun (Qm). L'équation s'écrit:

T = 1,22 * S / QIII III

T étant la transmissivité en m~/s, S le rabattement maximun à la finm

de l'essai en mètre, Q le débit du dernier palier de l'essai en m3 /h.m

Cette méthode d'estimation a été appliquée à 385 ouvrages. Le

tableau 8 récapitule les transmissivités ainsi estimées pour les

différentes formations. Elles varient de 10-5 à 10-3 m2/s et vont de 10-~

à 5,6 10-4 m~ /s au niveau des grès à galets de quartz, des grès rose

et de l'étage schisto-gréso-dolomitique. Au sein des grès de Sotuba,

des schistes de Toun, des grès de Koutiala et de Bandiagara et du

continental, elles varient de 10-~ à 10-3 m2/s.

Sur la carte de répartition de la transmissivité (fig. 45), on

note que les plus faibles transmissivités (1 à 9 10-5 m2/s) se locali­

sent dans les zones des falaises à l'ouest et des collines au sud-est.

Les transmissivi tés de 10-4 et 9 10-3 m2/s occupent la partie centrale

de la zone d'étude.

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Grès à galets de quartz 2 10-5 - 5 10-~

Grès de Sotuba 10-5 - 3 10-3

Tableau 8 Transmissivité moyenne des aquifères desdifférentes formations sédimentaires

111.3. La piézométrie et la recharge

L'augmentation du nombre d'ouvrages d'exploitation d'eau souter­

raine a conduit le service Etudes du projet à mettre en place un ré­

seau de surveillance piézométrique depuis 1984. Le réseau comporte une

centaine de points d'observation répartis dans 75 villages environ

(fig. 4d). Le tableau 1 de l'annexe III résume la situation géomorpho­

logique et la géologie des points d'observation. Les points sont si­

tués dans les bas-fonds, sur la mi-pente et le plateau.

Les piézomètres captent les aquifères superficiels (aquifères des

latérites, des sables, des argiles latéritiques). Seuls les forages

négatifs, équipés comme piézomètres, captent les aquifères profonds

des formations gréseuses ou schisteuses.

Ce réseau permet de suivre l'évolution des niveaux piézométriques

dans les différents aquifères et de tenter de préciser le fonctionne­

ment des divers systèmes hydrogéologiques.

La variation du niveau piézométrique ou régime des fluctuations

d'une nappe en un point donné est déterminée à la fois par

- des conditions "passives" généralement permanentes liées aux caraté­

ristiques physiques du milieu aquifère et à la position du point con­

sidéré dans le système aquifère, donc par rapport aux limites ;

- et par des facteurs actifs ou dynamiques constitués par les varia­

tions des conditions aux limites, c'est-à-dire en pratique les varia­

tions des flux entrant et sortant aux limites du système aquifère et

par les variations des niveaux (ou leur stabilité) à ces limites, en y

77

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être dans diverses mesures modifiés et perturbés par l'action humaine

(C.I.E.H.-B.R.G.M., 1988).

Les tracés des différents relevés piézométriques pendant des pé­

riodes de un à 7 ans montrent que les nappes sont soumises à des fluc­

tuations quotidiennes, saisonnières et pluriannuelles.

111.3.1. Les fluctuations quotidiennes

La figure 4' présente les variations du niveau de la nappe enre­

gistrées au piézomètre de la station météorologique de Dédougou de

Juillet 1991 à Octobre 1992. On observe sur cette figure trois

phénomènes :

- des oscillations quotidiennes du niveau de la nappe ;

- une remontée du niveau piézométrique suite à une forte précipita-

tion tombée (56,9 mm) sur la région le 11 Août 1991. En 1992 la remon­

tée s'est faite au moins jusqu'en Octobre

- une succession de baisse et de remontée du niveau de la nappe se

surimpose aux oscillations quotidiennes. Ces trois phénomènes semblent

peu perceptibles à cause de l'échelle et du pas de mesure de l'appa­

reil.

Les oscillations s'expliquent surtout par l'influence, des pulsa­

tions régulières de la pression atmosphérique sur le niveau piézomé­

trique (Dulica et al, 1984) ;

Le report sur le tracé des hauteurs pluviométriques n'a pas per­

mis de determiner un seuil à partir duquel une remontée significative

est observée. On note toutefois que les pluviométries supérieures ou

égales à 56,9 mm ont entrainé une remontée nette tandis que les autres

n'ont conduit qu'à une lente mais progressive remontée du niveau

piézométrique.

111.3.2. Les fluctuations saisonnières

Les niveaux piézométriques baissent régulièrement (fig. 48) du

mois d'Octobre au mois de Juin (saison sèche) et remontent durant les

mois de Juillet, Août et Septembre (saison des pluies). La descente et

la remontée du niveau de la nappe sont étroitement liées aux précipi­

tations. Cependant la remontée ne se fait pas dès les premiers mois

pluvieux, il y a un décalage (temps de latence) entre le début de la

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Ihg. 49 Relation entre pluviométrIE' el rell1(Jl\l('~e

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81

saison des pluies et la remontée du niveau piézométrique (fig. 4'). Le

temps de latence est plus ou moins long en fonction de la position

géomorphologique et de la géologie du point d'observation.

Le tracé de la fluctuation peut être régulier ou en dents de scie

(fig. 50). Ces dents peuvent s'expliquer par des successions de pério­

des sèches et pluvieuses, pendant la saison des pluies, entrainant des

baises et remontées du niveau de la nappe. Cette évolution en dents de

scie ne modifie pas l'allure générale de la fluctuation saisonnière.

L'amplitude de fluctuation saisonnière est la différence entre

les niveaux le plus bas et le plus haut de la nappe au cours de l'an­

née hydrologique. Elle varie en fonction de la situation géomorpholo­

gique (fig. 51:), de la lithologie (fig. 51) et de la pluviométrie

(fig. 53).

* Amplitude de la fluctuation en fonction de la géomorphologie

Au niveau des bas-fonds l'amplitude de la fluctuation est gran­

de, elle varie de 2 à 11 m avec une moyenne de 8,31 m (fig. 51). Le

temps de latence, entre les premiers mois pluvieux et la remontée du

niveau piézométrique, est réduit. L'eau des précipitations parvient

plus rapidement à la nappe au niveau des bas-fonds, en d1autres termes

l'alimentation se fait plus directement.

Les amplitudes de fluctuation sont moyennes dans la zone de mi­

pente. Elles vont de 0,63 à 5,64 m (fig. 53). La zone de mi-pente est

une zone charnière, le temps de latence assez long. L1eau des précipi­

tations met plus de temps que dans le précédant cas pour atteindre la

nappe.

Pour les points situés dans la zone d'interfluve (fig. 5 t ), l'am­

plitude de la fluctuation est faible, de 0.22 à 7.12 m, avec 2,55 m

comme moyenne. La remontée du niveau de la nappe est lente, le temps

de latence est plus long. La réalimentation de cette zone se fait

assez tardivement.

* Amplitude de fluctuation et lithologie

L'amplitude de la fluctuation semble être aussi fonction de la

lithologie. Elle est plus faible (0,66 - 5,25 m) au niveau des piézo­

mètres captant les sables argileux et les formations sédimentaires du

Précambrien A (fig. 5l).

Au niveau des piézomètres situés dans les formations latéritiques

et sur le socle cristallin, les amplitudes sont grandes avec des

moyennes qui varient de 1,81 à 20,47 m, (fig. 54). Il n'y a pas sou­

vent de temps de latence. La remontée se fait très rapidement.

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84

La descente est tout aussi rapide. Ceci s'explique par le fait

que les latérites, étant de bons terrains d'infiltration (Palausi,

1951), favorisent une infiltration des eaux de pluie qui atteignent

rapidement la nappe. Dans les formations cristallines du socle, les

réseaux de fissures et diaclases qui sont perméables en grand favori­

sent l'arrivée rapide de l'eau de pluie à la nappe. La vidange rapide

est expliquée par les mêmes phénomènes.

Cependant le manque de données fiables sur la lithologie des

roches réservoirs où sont implantés les piézomètres incite à plus de

prudence au niveau des interprétations.

* Amplitude de fluctuation et pluviométrie

L'amplitude de fluctuation est fonction de la pluviométrie globa­

le de l'année. En effet les tracés montrent que les fortes pluviomé­

tries engendrent les plus grandes amplitudes et qu'aux faibles préci­

pitations correspondent les plus faibles amplitudes de fluctuation

(fig. 55).

Si l'on considère que les prélevements humains (0,7 m3/h) affec­

tent très peu les niveaux piézométriques comme l'a montré une étude du

CIDA au Nord Ghana en 1978, alors on voit que la pluviométrie est le

facteur principal qui influence les niveaux piézométriques.

L'évolution dans le temps de toutes les variations du niveau de

la nappe constitue fluctuation pluriannuelle.

111.3.3. Les fluctuations pluriannuelles

Le niveau le plus bas de la première année d'observation étant

considéré comme niveau de reférence ou de base, on constate qu'il

évolue selon plusieurs cas de figure dont nous retiendrons trois

principaux.

Le premier cas qui donne des courbes de type 1 montre une baisse

du niveau de base (fig. 5G). Ce type est surtout observé dans les

grands centres urbains (Boromo, Kouka, Dédougou, Tougan, Bagassi,

Solenzo). La baisse du niveau des nappes calculées pour la période

allant de 1984 à 1990 va de 0,07 m par an en moyenne à Solenzo à 0,75

m à Kouka. Les plus fortes valeurs se rencontrent au niveau des gran­

des villes où, l'installation des forages d'exploitation de l'Office

National de l'Eau et de l'As~inissement (O.N.E.A.) pourrait contribuer

à la baisse du niveau des nappes. La nappe semble se vider. La cause

principale semble être une exploitation intense des nappes que ne

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87

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Une légère remontée est observée après 1988, année à précipita­

tion excédentaire par rapport à la moyenne pluriannuelle de la région.

Le deuxième cas avec des courbes de type II pour lesquelles le

niveau de base augmente régulièrement depuis le début des observations

(fig. 51). Cette remontée lente et progressive du niveau de la nappe

semble très peu influencée par la pluviométrie. La remontée moyenne

annuelle varie de 0.021 ID à 0,72 m.

A Di, cette remontée semble liée à la construction du canal qui

dévie les eaux du Mouhoun dans le Sourou. Les eaux de cet immense bar­

rage qu'est le Sourou sfinfiltreraient et contribueraient à relever le

niveau piézométrique.

Le troisième cas (type III) montre d'abord une baisse du niveau

de base d'abord suite aux précipitations déficitaires, puis une re­

montée après une année à pluviométrie normale ou excédentaire. Dans la

région 1988 marque le début de la remontée du niveau piézométrique

(fig. 50 et 59~. En effet la pluviométrie de 1988 est partout supé­

rieure à la moyenne interannuelle de chaque station pluviométrique. La

nappe semble être locale et assujettie à la pluviométrie.

L'eau des précipitations parvient très rapidement à la nappe. Ce

cas se rencontre surtout au niveau des points d'observation situés

dans les bas-fonds.

La figure GO 111ustre les valeurs moyennes de baisse du niveau de

base depuis le début des observations dans la région de la boucle du

Mouhoun. La figure 61 montre la répartition des types de réactions des

nappes de la région de la boucle du Mo~houn. La tendance générale est

à la baisse aussi bien au niveau des formations sédimentaires que des

formations du socle cristallin. Les remontées s'observent surtout au

niveau des formations sédimcntnires et particulièrement près du

Sourou. Dans le socle cristallin les piézomètres qui enregistrent une

remontée sont situés à proximité d'un chenal.

Le niveau piézométrique, les amplitudes de fluctuation, la remon­

tée plus ou moins rapide ou décalée par rapport aux premiers mois plu­

vieux montrent que les points d'observation réagissent de différentes

manières vis à vis des précipitations. Ce qui amène à penser que les

points d'observation pourraient appartenir à différents systèmes

hydrogéologiques : locaux, semi-régionaux et régionaux.

* Le système local se caractérise par sa faible étendue, sa faible

épaisseur. Ce sont les nappes des cuirasses latéritiques, les nappes

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Fig. 59 Baisse suivie de remontèe à 9artir de 1988

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Fig. 60 Cûll~ ue baisse et de remontée moyennes annuelles

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fig. 61 Carte de ("omporLt~IT1('11L dc~; 1 J 't Il '. \

alluviales des bas fonds. Peu étendu ce système réagit très rapidement

aux apports notamment à la précipitation. Cette réaction sera fonction

de l'étendue, de l'épaisseur, de la lithologie de la couche magasin et

des couches susjacentes. Le système local se caractérise par:

- un niveau piézométrique peu profond

- une rémontée très rapide sans temps de latence

- une grande amplitude de la fluctuation.

* Le système semi-régional est plus étendu et plus profond que le

système local et est alimenté par les précipitations, les écoulements

latéraux et peut être l'écoulement vertical. Les pertes sont consti­

tuées par l'évapotranspiration, le prélèvement humain, l'écoulement

latéral et la drainance. Le niveau piézométrique est assez profond

mais dépend de la géomorphologie.

L'amplitude de la fluctuation est modérée à moyenne. Il y a un

décalage entre le début de la saison des pluies et le pic de la

remontée.

* Le système régional, étendu, englobe plusieurs systèmes locaux et

semi-régionaux. Il se caratérise par son importante épaisseur et im­

plique de vastes régions géologiques. Le niveau de la nappe est pro­

fond, la remontée est lente tout comme la descente. La fluctuation a

une très faible amplitude. rI y a un décalage net entre le début de la

saison des pluies et le pic de la remontée.

Le manque de piézomètres captant différents niveaux au sein d'un

même point d'observation est un sérieux handicap pour l'étude des

systèmes hydrogéologiques semble à celle effectuée par IWACO en 1989

dans le Yatenga.

En conclusion on peut dire que les niveaux piézométriques sont

influencés par un processus naturel annuel d'alimentation et de vi­

dange tributaire de la pluviométrie. Les fluctuations sont importantes

au niveau des bas-fonds et dans les régions à faible pluviométrie.

Les nappes se comportent de trois manières différentes depuis le

début des observations. Le niveau de base des nappes des gros villages

est en train de baisser. Celui de la zone de Di est en train de remon­

ter suite semble-t-il aux aménagements sur le cours de certains cours

d'eau et malgré la baisse de la pluviométrie. Enfin 1988 est une année

qui marque la remontée du niveau de base des nappes dans la région, à

cause de la forte pluviométrie enregistrée.

Si02

2.42

111.4. Hydrochimie

L'étude hydrochimique a pour but de de déterminer la potabilité,

l'origine et la pollution des eaux souterraines. Elle peut aussi con­

tribuer à la classification des eaux et en determiner les emplois que

l'on peut en faire.

Après avoir étudié la composition chimique de l'eau de pluie,

nous analyserons les données sur le pH, la minéralisation puis les

faciès chimiques et enfin les éléments de pollution.

1[1.4.1. composition chimique de l'eau de pluie

La composition chimique de l'eau de pluie du 18/09/92 à la sta­

tion météorologique de Dédougou est la suivante :

pH CE Ca Mg Na K Cl NOJ

S04 HC03

CO)

5.45 14.5 1.6 0.24 0.25 0.3 0 0.77 0.91 15.72 0

CE est la conductivité électrique exprimée en ~S/cm, les anions et les

cations sont exprimés en mg/l.

Cette eau est peu minéralisée (TDS = 22,21 mg/l et conductivité

électrique = 14,5 ~S/cm), légèrement acide (pH = 5,45). Cette légère

acidité et cette faible minéralisation slexpliquent par la forte con­

tinentalité du point d'échantillonnage (Mathieu et Monnet, 1967 j

Travi et al' j 1986). En outre cette eau est dépourvue de chlore, elle

contient très peu de nitrate (Oj77 mg/l). La teneur en potassium est

supérieure à celle du sodium. Cet échantillon est de type faciès

bicarbonaté.

111.4.2. Composition chimique des eaux souterraines

Le pH, la conductivité électrique J les faciès chimiques sont

étudiés, puis une tentative d'explication sera donnée à la minéra­

lisation et ses processus.

Les mesures de température dont nous disposons sont peu nombreu­

ses et ont été prises pendant le développement ou durant l'essai de

puits. Ces températures varient de 25 à 34°C (Annexes III). Leur étude

n'apporte pas de renseignement particulier.

93

III.4.2.1. Le pH

Les eaux des formations sédimentaires de la boucle du Mouhoun ont

des pH compris entre 4 et 9 (tableau 9).

Formation pH de l'eaugéologique

4 5 5 6 6 7 7 8 8- - - - - 9

Précambrien A 0.3 6.1 23.8 45.3 24.4

Continental 0 2.8 7.1 47.1 42.8terminal

Grès de Bandiagara 0 0 47.8 47.8 4.3

Grès de Koutiala 0 5.9 41.2 52.9 0

Schistes de Toun 0 5.8 13.5 53.9 27

Grès roses 0 0 23 46.2 30.8

Etage schisto- 1.5 2.9 14.5 43.2 30.7gréso-dolomitique

Grès à galets de 0 28.1 37.5 21.8 12.5quartz

Grès de Sotuba 0 6.1 36 38 16

Tableau 9 Répartition des pH des eaux par formation

Dans les grès de Sotuba l'eau a un pH neutre (38 % des pH sont

compris entre 7 et 8). L'eau des grès à galets de quartz se singula­

rise par des pH acides (28,1 % des pH sont inférieurs à 6). A 43,1 %

des pH compris entre 7 et 8 et 30,7 % des pH compris entre 8 et 9,

l'eau de l'étage schisto-gréso-dolomitique est plus acide que celle

des deux premières formations. L'eau des grès roses Se présente dans

des proportions semblables à celle de l'étage schisto-gréso-dolomiti­

que. L'eau des schistes de Toun a des pH assez élevés (53.9 % des pH

sont compris entre 7 et 8 et 27 % sont compris entre 8 et 9). Au

niveau des grès de Koutiala et de Bandiagara le pH de l'eau est moyen

(les pH sont compris entre 6 et 8). Les pH sont légèrement plus élevés

au niveau du continental terminal.

L'eau des formations sédimentaires du Précambrien A de la boucle

du Mouhoun est très proche de la neutralité. Le pH des grès est plus

faible que celui des schistes et des formations sablo-argileuses du

continental terminal.

Des mesures effectuées sur une centaine de puits traditionnels,

captant l'aquifère des latérites, dans la ville de Dédougou au cours

du mois d'Octobre 1991 ont donné des pH compris entre 2,6 et 7,2. Ces

eaux sont nettement plus acides que celles des forages.

111.4.2.2. La minéralisation des eaux souterraines

La minéralisation de l'eau peut être déterminée soit par la

conductivité électrique, soit par la teneur en ions dissous ou encore

par le résidu sec.

111.4.2.2.1. Conductivité électrique et TDS de l'eau

La conductivité électrique est un moyen important d'investigation

en hydrogéologie. Sa variation est liée, à température constante, aux

modifications de la minéralisation des eaux souterraines.

Dans les formations sédimentaires du Précambrien A les conducti­

vités électriques de l'eau varient de 10 à plus de 2000 pSjcm. La

teneurs en ions dissous (TDS), obtenue par sommation de concentrations

des anions et cations, varie de 10 mgjl à plus de 2500 mgj].

La figure 6~ présente la corrélation entre la conductivité élec­

trique et les teneurs en ions dissous. La conductivité électrique

augmente en fonction de la teneur en ions dissous et de la nature des

sels dissous (Bogomolov, 1962 Castany, 1968). On obtient une droite

de corrélation dl équation y = 0,0012 X + 0,0146.

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Fig. 62 Corrélation Conductivité/TDS

95

Le tableau 10 résume la répartition de la conductivité des eaux

des formations sédimentaires du Précambrien A de la boucle du Mouhoun.

Dans les grès de Sotuba, la conductivité électrique de l'eau va­

rie de 20 à 3500 ~S/cm avec une moyenne de 385 ~S/cm. L1eau est fai­

blement à moyennement minéralisée (76.9 % des conductivités électri­

ques sont inférieures à 500 ~S/cm ; 13.8 % comprises entre 500 et 1000

~S/cm ; 7.7 % comprise entre 1000 et 2000 pS/cm).

La conductivité électrique de l'eau des grès à galets de quartz

varie de 10 à 800 pS/cm avec une moyenne qui se situe à 170 pS/cm

(Annexe IV). Les eaux sont douces (moins de 10 % des conductivités

électriques sont supérieures à 500 ~S/cm).

La conductivité moyenne des eaux de l'étage schisto-gréso-dolomi­

tique est de 590 pS/cm et plus de 80 % des eaux ont une conductivité

électrique inférieure à 1000 pS/cm. La minéralisation est moyenne à

forte.

Avec 400 ~S/cm de conductivité électrique moyenne, les eaux des

grès roses sont peu minéralisées.

Plus de 50 % des eaux des schistes de Toun ont une conductivité

électrique supérieure à 500 pS/cm. Elles sont moyennement minérali­

sées.

CF

Formation Conductivité électrique de l'eau (pS/cm)géologique

0-500 500-1000 1000-2000 2000-3000 >3000

Précambrien A 67.4 21.1 8.7 1.6 1.1

1

Continental 55.7 28.5 14.3 0 1.4terminal

Grès de 86.9 13 0 0 0Bandiagara

Grès Koutiala 94.4 4.6 0 0 0

Schis Toun 49 32 9.4 7.5 1.8

Grès roses 68 32 0 0 0

Etage schisto- 60.8 21.7 13 2.8 1.4grésa-dolomitique

Grès à galets de1

90.6 6.3 3.1 0 0quartz

Grès Sotuba 76.9 13.8 7.7 0 1.5

Tableau 10 Répartition des conductivités de l'eau des forages(en pourcentage)

96

Les conductivités électriques des eaux des grès de Koutiala et de

Bandiagara sont les plus faibles. Elles sont toutes inférrieures à

1000 pS/cm. Plus de 85 % de ces conductivités sont inférieures à 500

pS/cm. Les eaux sont faiblement minéralisées.

Au niveau des eaux du Continental terminal apparaissent des con­

ductivités électriques allant de 1000 à plus de 2000 pS/cm. La minéra­

lisation est importante.

Les faibles conductivités se rencontrent au niveau des grès et

les fortes conductivités au niveau des schistes (schistes de Toun,

étage schisto-gréso-dolomitique).

Les conductivités élevées (supérieures à 600 pS/cm) sont dues

dans 60,8 % des cas à de fortes teneurs en S04 ; 28,9 % aux nitrates;

4,3 % à de fortes concentrations de calcium; 2,9 % aux fortes teneurs

en potassium et dans 1,4 % à de fortes teneurs en sodium.

Les eaux des formations sédimentaires du Précambrien de la boucle

du Mouhoun sont faiblement minéralisées. Les conductivités varient, en

fonction des teneurs en ions dissous et selon les formations géologi­

ques dans lesquelles les eaux sont contenues.

111.4.2.2.2. Indices de saturation

L'état d'équilibre ou de saturation par rapport à un minéral

donné est caractérisé par un indice de saturation 15

, Le produit des

activités ioniques est comparé au produit de solubilité K à las

température de l'échantillon (Zakhem, 1990). considerons l'exemple

d'une solution en présence de calcite.

caCOj

(solide) Ca H + COJ

-- (liquide)

L'indice de saturation se définit comme:

15

= log PAl/Ks

PAl l'activité ionique de la calcite et K le produit de solubilité.s

Si PAl = Ks alors Is

= 0, la solution est en équilibre par rapport à

la calcite.

Si PAl < Ks, 1 < 0, la solution est sous saturée.s

Si PAr> Ks l > 0, la solution est sursaturée.s

L'incertitude due aux des multiples erreurs de mesure et de

calcul est de l'ordre de 0,5 (in Kechternen, 1992).

L'indice de saturation de la dolomite trouvée dans les eaux de la

zone d'étude est presque égal au double de celui de la calcite.

L'eau de pluie et des sources, avec un indice de saturation de

91

- 4,39 pour la calcite et de - 9,22 pour la dolomite, est sous saturée

en ces deux éléments. Ces indices sont les plus faibles de la zone

d'étude. Cette eau est en équilibre vis à vis du quartz (indice de

saturation - 0,44).

Les indices de saturation varient de - 5,28 à + 1,3 pour la

calcite, de - 9,5 à + 2,75 pour la dolomite et de - 9,5 et - 0,36

pour le gypse dans les eaux souterraines. Ces eaux sont sous saturées,

saturées et sursaturées en calcite et en dolomite. Elles sont toutes

sous saturées en gypse.

D'une façon générale les eaux de la région des falaises et de

l'est de la zone d'étude sont sous saturées en calcite et en dolomite

tandis que celles de la plaine sont saturées voire sursaturation (Fig.

63). Le temps de séjour de l'eau est plus bref dans la région des fa­

laises que dans la plaine. En effet en l'absence de tout apport exte­

rieur, l'état de sur saturation d'une solution à l'égard de l'équili­

bre est régi par la durée de contact du solvant avec le solide (Fakir

et Abdoufirassi, 1992). Plus une eau est sursaturée en un minéral et

plus son temps de contact avec celui-ci est long. Or dans la région

des falaises les eaux sont sous saturées vis à vis de la calcite et de

la dolomite. L'étude des indices de saturation montre l'alimentation

des nappes se ferait dans les zones de falaises et de collines, aux

eaux sous saturées. Ceci confirme les études d'IWACO en 1987.

Les indices de saturation de la calcite varient de - 6 à + 3 en

fonction de la lithologie de la roche réservoir.

Les relations entre les indices de saturation en calcite et

dolomite et la lithologie des roches réservoirs ne sont pas très net­

tes. Toutefois on note que ces indices de saturation sont souvent in­

férieurs à 0 (eaux sous saturées) dans les eaux des sables tandis que

ceux des eaux des grès, des argiles et des schistes sont supérieurs à

o (eaux saturées à sursaturées).

111.4.2.2.3. Les rapports ioniques

L'étude des rapports ioniques (Mg2+/Ca2+ par exemple) fournit des

renseignements sur l'origine des eaux souterraines.

Les rapports Mg2+/Ca 2+ varient (Annexes IV) de 0,19 à 1,1 dans les

eaux des grès de Sotuba ; de 0,12 à 10 dans les grès à galets de quartz

; de 0,2 à 7,2 au niveau de l'étage schisto-gréso-dolomitique ; de 0,28

à 3,7 dans les grès roses; de 0,07 à 1,38 dans les schistes de Toun ;

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de 0 / 14 à 2,37 dans les grès de Koutiala j de 0,09 à 6,5 dans les grès

de Bandiagara et de 0,24 à 2,72 au niveau du continental terminal. Ces

rapports ne semblent pas liés à la minéralisation. Toutefois dans la

plupart des eaux fortement minéralisées (conductivité électrique supé­

rieure à 500 pS/cm), le rapport Mg2+/Ca2+ est inférieur à 1.

111.4.2.3. Faciès chimiques des eaux

Les pourcentages des cations et anions exprimés en milliéquiva­

lent ont permis d'établir sur diagramme de Piper les faciès chimiques

des eaux des formatios sédimentaires du Précambrien A (fig. 6'). Nous

avons pris des analyses assez correctes avec une balance ionique infé­

rieure à 10 %. Les eaux des formations sédimentaires du Précambrien A

de la boucle du Mouhoun sont en majorité de type bicarbonaté (calci­

que, calcique et magnésien) tout comme la plupart des eaux des forma­

tions de socle du Burkina Faso (Anonyme, 1986) et la mojorité des eaux

de l'Afrique occidentale (B.R.G.M., 1967).

Les faciès chloruré, sulfaté calcique et magnes1en sont fréquents

Le faciès chloruré sodique et potassique et le faciès carbonaté sodi­

que et potassique sont moins fréquents. Quant au faciès hyperchloruré

calcique, il est rare.

La figure 6 montre la répartition des faciès chimiques des eaux

des formations sédimentaires de la boucle du Mouhoun.

Le faciès bicarbonaté calcique semble se localiser le long du

fleuve Mouhoun. Le Nord-Est est dominé par les faciès chloruré calci­

que et magnésien et sulfaté calcique et magnésien. Le centre est le

siège du faciès bicarbonaté calcique et magnésien. Au sud, le faciès

bicarbonaté calcique est rare.

III.4.2.3.1. Faciès chimiques des eaux et géologie

Les faciès chimiques des eaux des aquifères profonds varient en

fonction de la formation géologique réservoir. Leur répartition est

présentée au tableau Il.

Tous les faciès chimiques sont représentés au niveau des grès de

Sotuba. Le faciès bicarbonaté calcique et magnésien (52,8 % des eaux)

prédomine dans les eaux des réservoirs gréseux. Le faciès chloruré

calcique et magnésien caractérise les eaux de réservoirs gréso-argi­

leux ou grésa-schisteux.

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Fig. 64 Faciès chimiques des eaux de la zonp d'étude

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LJFaciès hyperchlolurô calcique

Fig. 65 Carte de faciès chimique des caux souterraines

1.01

Formation Faciès chimiquesgéologique

Cl C2 C3 C4 CS C6 C7

Précambrien A 10.2 60.2 9.8 5.1 1.3 3 9.8

Continental 7.4 70.3 3.7 3.7 0 0 14.Bterminal

Grès de Bandiagara 0 45 31.8 IB.2 0 4.5 0

Grès de Koutiala 0 68 12.5 12.5 6.1 0 0

schistes de Toun 20.4 52.2 6.8 0 2.2 2.2 15.9

Grès roses 0 BO 20 0 0 0 0

Etage schisto-gréso 18.6 57.6 3.4 0 0 5

1~dolomitique

Grès à galets 7.7 65.4 15.4 3.8 0 3.8 3.8de quartz 1

Grès de Sotuba 7.5 52.B 9.4 11. 3 3.7 5.6 9.4

Tableau Il Répartition des faciès des eaux des aquifèresdu Précambrien A

Cl Faciès bicarbonaté calcique C5: Faciès sulfaté sodiqueC2 Faciès bicarbonté calcique et magneslenc3 Faciès carbonaté sodique et potassiqueC4 Faciès chloruré sodique et potassiqueC6 Faciès chloruré calcique et magnésienc7 Faciès sulfaté calcique et magnésien

Les grès à galets de quartz ont des eaux de faciès bicarbonaté

calcique et magnésien (65,4 %). Le faciès carbonaté sodique et potas­

sique est représenté à 15 % et les faciès chloruré sulfaté calcique et

magnésien à 6%. Le faciès sulfaté est absent dans ces eaux.

Les eaux de l'étage schiste-gréso-dolomitique se caractérisent

par une prépondérance du faciès bicarbonaté calcique et magnésien

(76.2 %). Les faciès chloruré sodique et petassique et sulfaté sodique

ne se rencontrent pas dans ces eaux. Par contre il faut signaler la

présence de faciès sulfaté calcique et magnésien (13,5 %) et de faciès

hyperchloruré calcique (1,6 %), le faciès carbonaté sodique et potas­

sique est très faiblement représenté (3,4 %).

Les faciès bicarbonaté calcique et magnésien (80 %) et carbonaté

sodique et potassique (20 %) sont les seuls faciès des eaux des grès

roses.

Les eaux des schistes de Toun sont de faciès bicarbonaté calcique

et magnésien (72,6 %) et sulfaté mixte (15,9 %). Il n'y a pas de fa-

103

r.iès chloruré sodique et potassique dans les eaux des schistes de

Taun.

Les grès de Koutiala ont des eaux de faciès bicarbonaté calcique

et magnésien (68 %) et carbonatê sodique et potassique (12,5 %). Les

carbonaté sodique et potassique et chloruré sulfaté calcique et magné­

sien sont absents dans ces eaux.

Dans les grès de Bandiagara, les eaux sont de faciès bicarbonaté

calcique et magnésien (45 %) et carbonaté sodique et potassique (31,8

%). Les faciès chloruré sodique et potassique et chloruré calcique et

magnésien correspondent à 22 % des eaux. Le faciès chloruré et sulfaté

calcique et magnésien est absent de ces eaux.

Les eaux du Continental terminal sont de type bicarbonaté (77,7

%). Les faciès chloruré et sulfaté calcique et magnésien correspondent

à 14,8 % des ces eaux. Le faciès carbonaté sodique et potassique n'est

pas représenté dans les eaux de ces formations.

Le faciès bicarbonaté est caractéristique des formations gréseu­

ses. On le rencontre donc partout dans cette zone dont les roches sont

surtout des grès.

Les faciès chloruré ou sulfaté calcique et magnésien semblent

caractériser les formations de l'étage schisto-gréso-dolomitique, des

schistes de Toun et du continental terminal qui sont constituées de

schistes, d'argiles, de grès argileux et grès schisteux. Dans les grès

de Koutiala et de Bandiagara aù l'on ne rencontre pas de schistes et

autres argiles, ces faciès chimiques sont absents.

Au niveau des falaises (grès de Koutiala et de Bandiagara), il

n'y a ni faciès chloruré calcique et magnésien, ni faciès sulfaté cal­

cique et magnésien. Le relief ne semble pas pour autant jouer un rôle

important dans la distribution des faciès chimiques de l'eau. Ainsi le

faciès bicarbonaté se retrouve aussi bien au niveau des falaises que

de la plaine.

Il n'y a pas de relation évidente entre les niveaux piézométri­

ques, les venues d'eau, la géologie. la minéralisation et les faciès

chimiques.

111.4.2.3.2. Les processus de la minéralisation

Les processus de la minéralisation des eaux souterraines des for­

mations sédimentaires du Précambrien A sont certainement complexes du

fait caractère multicouche des aquifères ou de leur discontinuité.

104

Les faciès chloruré et sulfatés calciques et magnésiens caracté­

risent des eaUx qui subissent une influence marine. Les faciès hyper­

chloruré calcique et hypersulfaté caractérisent des eaux qui ont subi

une action évaporatoire et des eaux en contact avec le sel gemme

(Appelo, 1985).

Dans la zone d'étude (portion Sud-Est du bassin de Taoudéni),

compte tenu de la continentalité, l'influence marine actuelle est à

écarter. Par contre une paléo-intrusion marine pourrait expliquer les

faciès hyperchloruré et hypersulfaté rencontrés dans cette zone, comme

c'est le cas de la nappe de l'Azaouad Nord (Diluca, 1980).

Si l'on se refère aux indices de saturation vis à vis de la cal­

cite, de la dolomite, du gypse et même du quartz, on peut dire que les

eaux n'ont pas séjourné longtemps dans les différents réservoirs. Les

fortes minéralisations (conductivité supérieure à 1000 ~S/cm) seraient

dues à des sources extérieures (pollution).

111.4.2.4. Eléments de pollution de l'eau souterraine

certains éléments chimiques (nitrate, potassium, fer manganèse)

se retrouvent en quantité anormalement élevée dans les eaux souterrai­

nes de la zone d'étude. Ces fortes concentrations dans l'eau souter­

raine peuvent donner des indications sur la nature particulière de la

roche réservoir ou sur un apport extérieur (pollution éventuelle).

La particularité de la roche réservoir se traduit par la présence

de minéraux riches en élément chimique qui est facilement mis en

solution.

L'apport extérieur viendrait des eaux superficielles (cas d'ali­

mentation directe) ou de source de pollution.

111.4.2.4.1. Les nitrates

L'eau de plusieurs forages (38, 43, 67, 103, 107, 210, 221 etc .. ,

Annexe IV) a des teneurs en nitrate très élevées (plus de 100 mg/l).

Ces teneurs sont de loin supérieures aux normes internationales qui

admettent jusqu'à 45 mg/l (Dégremont, 1978).

La figure 66 montre la répartition des fortes teneurs en nitrates

dans la zone d'étude. Ces fortes teneurs peuvent provenir soit de la

roche réservoir soit de sources de pollution.

-La n~ture de la roche réservoir n'est pas directement impliquée

lOS

La nature de la roche réservoir n'est pas directement impliquée

dans ces fortes teneurs en nitrate car elles se rencontrent dans tou­

tes les formations géologiques et à toutes les profondeurs.

Il faut noter qu'elles se rencontrent sous les villages de type

habitat groupé (Kouy, Ninlaré, Koussiry, Toéni ect .. ). L'absence d'une

agriculture chimique exclut l'hypothèse d'une pollution par les

engrais azotés. Ces fortes concentrations en nitrates seraient dues à

une contamination par les anciens et actuels tas d'ordures ménagères

des anciens et gros villages bobo, marka et samo (Groen et al. 1988

IWACO, 1987). Cependeant les fortes concentrations en nitrate ne se

rencontrent pas dans tous ces types de villages (Lah, Kosso ect .. ).

Donc il faut admettre que la nature de la roche réservoir intervient

dans le cas de fortes concentrations en nitrate. En effet la perméabi­

lité en grand due au réseau de fractures et failles peut favoriser une

forte percolation, entrainant les nitrates des tas d'ordures.

III.4.2.4.2. Le potassium (K).

Les fortes teneurs en potassium sont généralement associées à

celles des nitrates, elles peuvent atteindre 100 mg/l dépassant ainsi

de loin les normes internationales qui sont de l'ordre de 12 mg/l

(Radier, 1976 ; Dégremont, 1978). La figure 6 montre la répartition

des fortes teneurs en potassium.

Le tableau 12 montre les pourcentages de concentrations de

potassium supérieures à 20 mg/l dans les différentes formatioins

sédimentaires du Précambrien A de la boucle du Mouhoun.

1

PourcentageFormation géologique

K ) Na K ) 20 mg/l

Continental terminal (54) 27.27 12.96

Grès de Bandiagara (22)1

40 18.18

Grès de Koutiala (16) 31.25 6.25

Schistes de Toun (47) 12.761

4.25

Grès rOses (20) 35 5

Etage schisto-gréseux (59)1

38.9 10.17

Grès à galets de quartz (27 ) 59 7.4

Grès de Sotuba ( 55) 40 16.36

Tableau 12 Répartition de K ) Na (en mg/l)

106

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Fig. 66 Teneurs en nitrates des eaux souterraines

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Les teneurs en potassium sont supérieures à celles du sodium

(34,33 % des analyses correctes).

Dans les eaux souterraines les teneurs en potassium sont toujours

inférieures à celles du sodium (Tardat-Henry et Beaudry, 1985) et à 20

mg/l.

Environ 10 % de ces eaux ont des concentrations supérieures à 20

mg/l. Ce phénomène s'observe aussi au niveau des eaUx des puits

villageois traditionnels et modernes.

Dans les grès à galets de quartz et les grès de Sotuba et de

Bandiagara les pourcentages de potassium supérieures au sodium sont

élevés. Par contre dans les formations de grès fins, tel les grès ro­

ses et les grès de Koutiala ainsi que dans les formations schisteuses

(schistes de Toun), ces pourcentages sont bas.

De plus on a observé que les eaux des forages et des puits des

formations du socle cristallin de la zone du Projet d'Hydraulique

Villageoise de la Boucle du Mouhoun ne présentaient jamais de

concentration de potassium supérieure à celle du sodium. Ceci fait

penser que la nature lithologique de la roche réservoir intervient

dans ce phénomène.

Il est à mettre en parallèle avec les fortes teneurs en nitrate

de la région. On constate que dès que la concentration de nitrate

dèpasse 70 m/g, la concentration de potassium est alors supérieure à

celle de sodium dans les formations sédimentaires du Précambrien A.

cependant cette forte concentration en potassium n'est pas due

seulement à cette teneur en nitrate dans la région.

Conclusion de l'étude chimique

Les eaux de la zone se caractérisent par des pH neutres (7-8).

Elles sont peu minéralisées. Les eaux des grès à galets de quartz, des

grès de Koutiala et de Bandiagara ont des conductivités électriques

inférieure à 500 pS/cm. Les conductivités élevées (1000 à 2000 pS/cm)

se rencontrent au niveau des grès de Sotuba, de l'étage sChisto-gréso­

dolomitique, des schistes de Toun et du continental terminal. Les

conductivités excédant 2000 ps/cm sont rares.

Les faciès chimiques les plus répandus sont les faciès bicarbo­

natés calciques et magnésiens, les faciès carbonatés sodiques et

potassiques et les faciès chlorurés calciques et magnésiens. Les eaux

de la zone d'étude sont d'une assez bonne potabilité, bien que des cas

de fortes concentrations en nitrate soient signalés.

109

La zone d'étude, drainée par le Mouhoun et ses affluents, est

soumise à un climat soudanien avec des précipitations moyennes annuel­

les qui varient de 600 à 950 mm. L\évapotranspiration potentielle est

supérieure à 2000 mm par an. L'évapotranspiration réelle est de l'or­

dre de 7~O mm par an. Le ruissellement représente 1,7 % à 6,9 % des

précipitations et l'infiltration varie de 55 mm au nord à 116 mm dU

sud.Les grès, les schistes et les calcaires dolomitiques sont les

principales formations géologiques. Ils sont recouverts par des sables

argileux au niveau de la plaine du Gonde. Dans l'ensemble ces roches

présentent de nombreuses variations latérales de faciès. Les tentati­

ves de corrélations réalisées montrent une certaine hétérogenéité des

formations.

Ces formations sédimentaires consolidées sont affectées par des

fractures et fissures bien identifiables sur les photographies

aériennes et les images satellites. Les linéaments ont des directions

très variées. Les directions NE-SW et SE-NW renferment le plus d~

1inéaments aussi bien dans les formations des sédiments du Précambrien

A que dans les formations du socle cristallin. Les fractures et fis­

sures sont le lieu privilegié de circulation de l'eau souterraine dans

ces formations consolidées.

Les ouvrages exécutés sur les linéaments d'orientation diverse

ont fourni des débits variant de 0,7 à plus de 40 m3/h. L'importance

du débit semble lié aux directions des linéaments sur lesquels les

forages sont implantés. Les directions ENE-WSW, NNE-SSW et ESE-WNW

semblent être celles qui fournissent les plus forts débits (> 10 m3/h)

dans la zone d'étude.

Les côtes des venues d'eau ne sont pas caractéristiques d'un

aquifère donné. Elles s'imbriquent et semblent indiquer des intercon­

nections entre les aquifères qui parraient de ce fait continus dans la

plaine.Les niveaux de l'eau Qst peu profond dans la région des falaises

(15 à 25 ID sous le sol) et très profond dans la plaine du Gondo (plus

de 60m).Le réseau de survei11ance piézométrique a mis en évidence l'in­

fluence surtout de la pluviométrie ~ur les nappes. Le niveau de base

se comporte de trois façons différentes. Le niveau des nappes baisse

110

(0,25 à 0,75 rn/an) depuis le début des observations dans les zones

fortement peuplées. Cette baisse est surtout mais pas toujours liée à

la pluviométrie et peut-être à une exploitation intensive des ressour­

ces en eau. A certains endroits (Di par exemple) le niveau est en

train de remonter (0,02 à 0,75 rn/an) malgré la séchéresse persistante.

Les précipitations ne semblent pas affecter ces nappes. Enfin dans un

dernier cas, le niveau baisse puis remonte tout doucement, après 1988,

année à pluviométrie largement excédentaire dans la région.

Du point de vue chimique, les eaux sont de bonne qualité, avec un

pH compris entre 7 et 8, une conductivité électrique inférieure à 500

ps/cm. Ce sont des eaux douces et de bonne potabilté.

Les indices de saturation en calcite et dolomie semblent indiquer

que le séjour de l'eau dans le réservoir est bref et que la 20ne des

falaises ct des collines est la 20ne d'alimentation.

Le faciès bicarbonaté calcique et magnésien est le faciès chimi­

que le plus répandu dans la 20ne d'étude. Cependant on rencontre fré­

quement les faciès carbonaté sodique et potassique, chloruré sodique

et potassique et le faciès chloruré calcique et magnésien.

111

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LISTE DES TABLEAUX

1 Evapotranspiration potentielle 202 Comparaison des ETP......................................... 223 Taux de ruissellement 244 Principales directions des linéaments 495 Répartition des ouvrages en fonction des linéaments 646 Taux de réussite des ouvrages 657 Relation entre débits et direction des linéaments 698 Transmissivité des aquifères des formations sédimentaires 7&9 pH des eaux souterraines 9310 Conductivité électrique des eaux souterraines 9511 Répartition des faciès chimiques des eaux 10~

12 Répatition des fortes teneurs en potassium 105

ANNEXES

ANNEXE l

PLUVIOMETRIE

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ANNEXE III

DONNEES DU RESEAU PIEZOMETRIQUE

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Tableau xx. chlmle des plézomètres.

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Fig. 14 Localisation des forages (IWACO, 1989 modifiée)