Institut des Sciences de la Terre Faculté des Sciences et Techniques Université Cheikh Anta Diop de Dakar ----- N° d'ordre 096/15T/2000 Présenté pour l'obtention du grade d' GEOlOGUE DEC.oNUl'lION pal' Mohamed El Ahass WADE Soutenu publiquement le 31 Juillet 2000 devant le jury constitué de : MM. DIAA. Président (1 ST) DIOME F. Rapporteur (1 ST) HAMMECKER C. Rapporteur (lRD) FALL M. Examinateur (1 ST) DIAGNE A. Examinateur (EN5A) Institutde recherchepourle développement Année universitaire 1999 /2000 1,r- Promotion
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Institut des Sciences de la Terrehorizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/... · 2015-07-02 · Institut des Sciences de la Terre Faculté des Sciences et Techniques Université
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Institut des Sciences de la TerreFaculté des Sciences et Techniques
Université Cheikh Anta Diop de Dakar
~i-----
N° d'ordre 096/15T/2000
Présenté pour l'obtention du grade
d' 'NGENIEU~ GEOlOGUE DEC.oNUl'lION
pal'
Mohamed El Ahass WADE
Soutenu publiquement le 31 Juillet 2000 devant le jury constitué de :
« On ne connaît les enjeux que lorsqu'on sait qu'ils sont en jeu»
(Hans Jonas, Le principe responsabilité)
RESUME
AVANT PROPOS
DEDICACES
INTRODUCTION GENERALE
PREMIERE PARTIE: MODELISATION NUMERIQUE DES TRANSFERTS D'EAU ET DE SOLUTES
EN MILIEU POREUX NON SATURE:
Chapitre 1: Les Propriétés physiques de base des sols1. - Description générale du sol2. - L'état de l'eau dans le sol
Chapitre 2: Hydrodynamique et simulation des transferts d'eau etde solutés en milieu poreux non saturé1. Caractéristiques hydrodynamiques du milieu poreux non saturé2. Simulation des transferts d'eau et de solutés
DEUXIEME PARTIE: MATERIEL & METHODES
Chapitre 1: Contexte et problématique de l'étudeA - Cadre physique de l'étude
1. - Contexte géographique2. - Géomorphologie et Pédologie
B - Problématique de l'étude1. - Les mécanismes de dégradations des sols du delta2. - Le phénomène de déflation éolienne dans le delta du Sénégal
Chapitre 2: Caractérisation hydrodynamique des sols: La méthode de Wind1. - Principe de la méthode2. - Dispositif expérimental3. - Protocole expérimental
TROISIEME PARTIE: RESULTATS & DISCUSSIONS
A - Résultats expérimentaux1. - Evolution des tensiomètres2. - Traitement des données
B - Résultats du modèleC - Synthèses et Discussions
CONClUSION GENERALE & PERSPEGIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXES
Ce mémoire est un fruit de la longue collaboration entre l'Institut des Sciences de la Terre (l5T)
et l'Institut de Recherche pour le Développement (/RD). " est présenté pour accéder au grade
d'Ingénieur Géologue de Conception de 1'15T.
Ce travail a été effectué au sein du laboratoire « Agriculture Irriguée Durable» du centre IRD de
Hann. Plusieurs personnes m'ont guidé, conseillé et soutenu dans son accomplissement, je
saisie cette occasion pour leur témoigner ma reconnaissance et ma profonde gratitude.
Au ProfesseurAbdoulaye Dia, Directeur de f'IST
Durant toute ma formation à 1'15T, j'ai eu à découvrir et apprécier vos multiples qualités de
dirigeant et d'éducateur. A travers vous je remercie tout le corps enseignant et administratif de
1'15Tpour avoir contribué à ma formation.
A MonsieurJean Riné Durand, représentant de l'lRD au Sénégal
Merci de m'avoir accepté comme stagiaire dans votre centre et de m'avoir fourni tout le soutien
logistique et scientifique pour mener à terme ce mémoire.
A Monsieur Claude Hammecker, char;gé de recherche à l'lRD
Merci d'avoir initié et suivi cette étude au niveau de l'IRD. Votre disponibilité et vos qualités
scientifiques ont beaucoup contribué à l'aboutissement de ce travail.
A Monsieur Fary Diome, assistant à flIT
Maître, ces quelques mois passés à vos cotés m'ont permis de mieux vous connaître. Votre
rigueur scientifique et votre attachement au travail bien fait font de vous un encadreur idéal.
Merci d'avoir accepté de diriger ce travail au niveau de 1'15T.
Sincères remerciements à MonsieurJean Ls« Maeght, assistant ingénieur à f1RD qui a assuré
d'une main de maître le coté technique de ce travail. Vous m'avez fait preuve d'une grande
disponibilité tout au long de mon séjour à l'IRD. C'était un grand plaisir de travailler avec vous.
A celle qui m'a mis au monde, éduqué et œuvré pour ma réussite,
je veux citer ma regrettée mère Fatimatou Binetou.Abass SALL
récemment arrachée à notre affection.
Maman ta présence nous manque beaucoup mais tu demeureras éternellement dans nos cœurs.
A mon père El Hac!Jï Lamine WADE
Papa merci de nous avoir éduqué selon les principes de l'Islam, de nous avoir inculqué les nobles vertus
que sont: l'honnêteté, l'humilité, le respect envers tout être humain. Vos enseignements nous ont permis
de surmonter toutes les difficultés rencontrées jusqu'ici.
A la mémoire de mon grand père, parrain et guide spirituel
Cheikhana .Abass SAIL .Attidjani
Vous nous avez appris à connaître et vénérer le bon Dieu, à aimer son prophète Mohammad (PSU, à
démystifier ce monde si bas, c'est l'occasion pour moi de vous rendre hommage. Vos enseignements et
vos recommandations constiuent nos vecteurs directeurs dans ce monde sans repères. Merci de nous
avoir initié dans la voix de la Tidjania.
A mon maître coranique Zeïn ElAbidine Moukhsine DIOP
Merci de m'avoir enseigné les paroles divines du saint Coran.
A mon grand frère Cheikh Mohamed El Hafed OuMDehah
Nous ne faisons que suivre le chemin que tu as si bien tracé, tu as toujours été mon référence.
A mes sœurs Oumou Kalsoum, Mounas, Anry, Aicha, Rahma, Zabra etManème,A mes frères Bqye Dame, Cheikhana, Mamoune,
A mes cousins et cousines des familles Wade, Sail, Lô, G'!Ye,A la grande famille feu CHEIKHANA ABASS SALL
A mon oncle Msfba WalY Kâ et toute la famille](ô
Avec vous, l'ambiance familiale ne m'a jamais manqué, les bons moments que j'ai passés dans votre
maison resteront à jamais gravés dans ma mémoire. Vous m'avez été d'un grand soutien durant mon
séjour à Dakar.
A mon ami et frère en Islam Mohamed.AboulKbassim Micheletti et sa famille
A tous mes amis d'enfance
A toutes ces personnes qui me sont chères, JE DEDIE CE MEMOIRE
fG) 000000000000~
Institut de, Sciences de la Torre
INTRODUCTION GENERALE
Université C.A.D. de Dakar
L'avènement des barrages de Diama (au Sénégal) et de Manantali (au Mali) a donné un nouvel
essor à l'agriculture irriguée dans la vallée du fleuve Sénégal. Ces aménagements ont permis de
contrôler et de maîtriser le cours du fleuve Sénégal. Avant la mise en service du barrage de
Diama (1986), l'eau de mer remontait le fleuve jusqu'à 200 km. Actuellement, la canalisation
des eaux de pluie par Manantali et la retenue de la remontée de la langue salée par Diama
permettent d'obtenir en permanence de l'eau douce pour la culture irriguée dans la vallée.
Ainsi une grande superficie de terre cultivable, dont 240.000 ha du côté sénégalais, s'offre aux
pays riverains du fleuve. Ce nouveau mode de gestion de l'eau entraîne des changements
d'ordre économique, social et environnemental. L'Institut de Recherche pour le Développement
(IRD) en collaboration avec d'autres institutions telles que /'ISRA (Institut Sénégalais de
Recherche Agronomique), et l'ADRAO (Association pour le Développement de la Riziculture
en Afriq~e de l'Ouest), étudie ces différents aspects à travers des programmes d'études
pluridisciplinaires comme le programme "fleuve Sénégal" ou le PSI (Pôle Systèmes irrigués).
Cette collaboration est élargie à l'ensemble des pays riverains du fleuve réunis au sein de
l'OMVS(Organisation pour la Mise en Valeur du fleuve Sénégal).
Dans le delta du Sénégal qui offre plus de 60.000 ha de terres irrigables, l'un des contraintes
majeurs qui menace l'environnement des sols demeure l'existence d'une nappe salée à une
profondeur variant de 1.5 à 6 mètres pouvant aller jusqu'à moins d'un mètre en saison des
pluies. La forte demande évaporatoire due au fort ensoleillement qui caractérise cette région
entraîne une remontée des sels qui cristallisent en surface provocant ainsi une salinisation des
sols.
La plupart des études entreprises dans le cadre des projets d'aménagement des terres du delta
ont montré la diversité et la variabilité de la répartition en surface du sel dans des zones non
encore aménagées. Plusieurs auteurs parmi lesquels Tricart (1954), Mougenot (1983) et
récemment Barbiero et al (2000) ont expliqué cette répartition du sel comme étant liée au
phénomène de déflation éolienne. En effet, la concentration des sels sur la surface du sol
provoque l'apparition d'une structure poudreuse due au foisonnement par cristallisation rapide
des sels tel que le gypse (Hamdi Aissa et al., 1997). Les particules issues de cet émiettement (50
à 150 urn) sont très sensibles à l'érosion éolienne (Barbiero, 1998). Ce phénomène est à
l'origine de la formation des dunes argileuses appelées "c1ays dunes", "lunettes", ou
"bourrelets" (selon les auteurs). Ces dunes argileuses ont été longtemps considérées comme un
Mémoire d'ingénieur géologue Pilr!f' 6 Moharned El Ah.1SS WADE
Institut des Science; dl' la Terre Université C.A.D. dl' Dakar
facteur important dans la reconstitution des paléoclimats. L'arrêt de la déflation éolienne était
.alors attribué à des modifications climatiques ou hydrologiques (Tricart, 1954).
La modélisation numérique des transferts d'eau et de solutés constitue un des moyens les plus
utilisés pour analyser, comprendre, et par conséquent prévenir ces mécanismes de dégradation
des sols. Le développement de ces méthodes est relativement récent car s'étant effectué
parallèlement à celui des techniques informatiques. L'efficacité des modèles généralement
utilisés repose essentiellement sur une bonne connaissance des paramètres hydrodynamiques
des sols considérés.
Dans cette présente étude qui se veut une contribution à un meilleur diagnostic des
phénomènes de transferts hydrosalins, nous nous proposons de déterminer expérimentalement
les paramètres hydrodynamiques de deux sols du delta prélevés dans une zone fortement
affectée par la déflation éolienne: le bassin du Diaw/ing sur la rive droite du fleuve Sénégal.
Ces sols présentent une différence structurale qui se traduit sur le terrain par une transition
abrupte d'état de surface, présentant d'un coté une structure poudreuse sensible à la déflation
éolienne, et de l'autre coté une structure massive avec un fractionnement en plaquettes
centimétriques non transportables par le vent. Cette différence de structure est liée à la
cristallisation des sels en provenance de la nappe. Le mouvement de l'eau et du sel dans un sol
étant gouvernés par ses paramètres hydrodynamiques tels que: la teneur en eau résiduelle (J" la
teneur en eau à saturation Os, la conductivité hydraulique à saturation K., ... , la détermination de
ceux-ci pour ces deux sols pourrait permettre d'expliquer leur différence structurale.
Une méthode de détermination des paramètres hydrodynamiques des sols en laboratoire
développée par Wind (1968) sera utilisée à cet effet.
Ce rapport s'articulera ainsi autour de trois grandes parties:
dans la première partie nous ferons une synthèse bibliographique sur les propriétés
physiques de base du sol air.si que sur la modélisation hydrodynamique en milieu poreux
non saturé;
la seconde partie • Matériel et méthodes» sera consacrée à la présentation de la zone de
prélèvement des sols étudiés et à la définition des méthodes d'étude utilisées;
enfin dans la dernière partie, nous ferons une présentation des résultats obtenus suivie de
discussions avant de terminer avec la conclusion générale et les perspectives.
P;H!P 7 Mohamed El Ahass WADE
Institut des Sciences de la Terre
PREMIERE PARTIE
Université CA.D. de Dakar
MODELISATION NUMERIQUE DES TRANSFERTS D'EAU ET DE
SOLUTES EN MILIEUX POREUX NON SATURE
Chapitre 1 :_LES PROPRIETES PHYSIQUES DE BASE DES SOLS
Chapitre 2 : HYDRODYNAMIQUE ETSIMUlA TION DES TRANSFERTS D'EAU ET
DE SOLUTES EN MILIEU POREUX NON SATURE
Mémoire d'Ingénieur I:éolo~ue p;jpp R Mohamed El AIl<1sS WADE
Page 9
CHAPITRE 1
,'v\ohJmerl El -\i1d" \\'-\OE
LEs PRoPRIETES PHYSIQUES DEBASE DES SOLS
1. • DESCRlfflON GENERALE DU SOL
Le sol peut être défini d'une manière générale comme le produit de l'altération de la couche
superficielle de l'écorce terrestre sous l'action des agents climatiques et biologiques.
Les trois phases: solide, liquide, et gazeuseque l'on retrouve dans la nature sont présentes dans
le sol. La phase solide est représentée par les particules du sol, la phase liquide par l'eau du sol
(ou solution du sol du fait des substances dissoutes qu'elle contient) et la phase gazeuse par l'air
du sol. La matrice du sol est constituée de particules de composition chimique et minéralogique
différente ainsi que de taille, forme et orientation variées. L'agencement de ces particules dans
le sol détermine les caractéristiques de l'espace poreux dans lequel l'air et l'eau transitent ou
sont retenus.
Les paramètres fondamentaux sur lesquels repose la description générale d'un sol relèvent des
relations de masse et de volume caractérisant sa constitution.
1.1 - Relations entre le volume et la masse des différents constituants du sol
VI volume total apparent
V. volume de la phase solide
v; volume de l'eau
V. volume de l'air
M, masse totale
Ms masse du solide
Ma masse de l'eau
Mo masse de l'air
Relationsvolumiques
Va Phasegazeuse
Relationsmassiques
Figure n? 7 : Diagrammeschématique du système à trois phases du sol
Mpmolre d'ingenieur -gpolo~ue Page 10
InSlil ul ries Science, rie lo} Terre Université C.A.D. de Dakar
Sur la base de ce diagramme, nous tirons les caractéristiques globales intrinsèques et relatives
du sol.
a) Les caractéristiques intrinsèques du sol.
Elles restent invariables pour un type donné de sol. Elles sont exprimées par les masses
volumiques des différentes phases constitutives du sol. Elles constituent de ce fait un critère de
classification des sols.
a.l- Masse volumique du solide (densité moyenne des particules)
Ps (1)
a.2 - Masse volumique de l'eau
Pw (2)
a.3 - Masse volumique de l'air
Pa (3)
b) Les caractéristiques relatives.
Ce sont les caractéristiques sur lesquelles reposent les processus de transfert d'eau dans le
sol. Elles sont souvent variables et influencent fortement la conductivité hydraulique du sol
selon qu'on est en milieu saturéou non.
b.t - La teneur en éléments solides Os
() s
Mémoire d'ingénieur géologue P;lrlP 11
(4)
Mohamed El Abass WADE
ln-f itul d," S, ie'H ,., d" 1.1 l crre
b.2 - La teneur en eau relative
Université CA.D. de Dakar- ------------
C'est le paramètre le plus utilisé dans les processus de transfert d'eau. Elle exprime la
quantité d'eau contenue dans le milieu poreux. Elle peut être exprimée de diverses manières:
par rapport à la masse de solide, à la masse totale, au volume de solide, au volume total et au
volume des pores.
On distingue:
l'humidité pondérale ca
OJMw
Ms(5)
C'est la masse d'eau relative des particules de sol sec, souvent dénommée "teneur en eau
gravimétrique ".
la teneur en eau volumique ()ou () 01
B (6)
le degré de saturation SOI
(7)
Il exprime le volume d'eau présent dans le sol par rapport au volume des pores. SOI varie de 0
dans un sol sec à 100 % dans un sol complètement saturé.
La notion de teneur en eau à saturation 0. représente la valeur maximale de () quand le milieu
poreux considéré est saturé, et la notion de teneur el' eau résiduelle (),. qui est la valeur de la
teneur en eau pour une succion infiniment grande. Nous retrouverons ces deux notions dans les
expression permettant de décrire les relations entre les variables du milieu poreux non saturé.
Le besoin de déterminer la quantité d'eau dans un sol donné se manifeste fréquemment dans
beaucoup d'études notamment agropédologiques et hydrogéologiques. Cette information est
indispensable pour l'étude des transferts d'eau en milieux poreux non saturé.
P;lPP 1? Mohamed El Abass WADE
Institut des Sciences de IJ Terre
1.2. - Analyse granulométrique et notion de texture du sol
L'analyse granulométrique consiste à déterminer la distribution de la taille des
particules, ou composition granulométrique du sol. La méthode généralement utilisée est celle
de la pipette Robinson. Cette méthode est basée sur la vitesse de sédimentation des particules.
En effet, après destruction de la matière organique et des agrégats, un temps de sédimentation
plus ou moins long dans un liquide de densité et de viscosité connues permet de séparer les
éléments du sol par catégorie de grosseur et cela conformément à la loi de Stockes. On
distingue ainsi cinq fractions granulométriques suivant la taille des particules (tableau 1).
L'utilisation des résultats de l'analyse granulométrique peut permettre, dans certains cas, à partir
de modèles mathématiques de déterminer la courbe de rétention du sol qui constitue une des
propriétés hydrodynamiques du milieu poreux non saturé (Arya et Paris, 1981).
La texture du sol décrit les proportions relatives des diverses tailles de particules d'un sol donné.
L'analyse granulométrique permet de distinguer trois catégories de tailles ou classes texturales :
sable, limon, argile. Il existe plusieurs types de classifications texturales des sois. Le tableau
suivant donne les coupures granulométriques selon les normes internationales.
Argile 0-2 urn
limon fin 2 - 20 urn
limon grossier 20 - 50 urn
Sable fin 50 - 200 um
Sable grossier 200 - 2000 urn
Tableau n01 : Les cinq fractions granulométriques
Mémoire d'ingénieur géologue P;J(!P 1:l vtoharncd El Ahass WADE
Inst itut des Sciences de la Terre
1.3 - La notion de structure du sol
Unive r-ito ( .A.D. dl' (),1h.H
(9)
La structure du sol est définie comme le mode d'assemblage des particules du sol. Cet
arrangement est en général trop complexe pour permettre une caractérisation géométrique
simple, il n'y a donc pas de méthode pratique de mesure directe de la structure du sol. Par
conséquent le concept de la structure du sol est utilisé d'une façon qualitative. Contrairement à
la texture qui est relativement constante pour un sol donné, la structure est hautement
dynamique et peut beaucoup varier au cours du temps du fait des fluctuations des conditions
naturelles, de l'activité biologique et des pratiques culturales.
1.4 - La porosité
La porosité est un indice du volume relatif des pores dans le sol. Ces pores sont occupés
soit par de l'air, soit par de l'eau. Ils représentent alors la fraction du matériau poreux
susceptible de contenir de l'eau définissant ainsi la porosité.
Pour un échantillon de sol donné, la porosité totale se définit comme un pourcentage des vides
par rapport au volume total de l'échantillon.
VPt(%) = _v x 100 (8)
V,
pt : porosité totaleVv : volume des videsV, : volume total de l'échantillon
La porosité peut aussi être caractérisée par l'indice des vides qui est aussi un indice du volume
relatif des pores mais se rapportant au volume du solide et non au volume total du sol.
. Vv1 =
v Vs
Îv : indice des videsv. :volume solide
Relation entre la porosité totale et l'indice des vides
Pt(%)=100X(~) (10)1+ Iv
Mémoire d'ingénieur géologue p;,gp 14
lnstit ut des Sciences de la Terre----------------------------------
2•• L'ETAT Df L'EAU DANS LE SOL
Université C.A.O. dl' D.lkar
Deux types d'informations sont généralement nécessaires dans l'étude des phénomènes
sol -eau: la quantité d'eau contenue dans le sol et son état énergétique (c'est à dire la teneur en
eau et la succion de l'eau du sol).
2.1 - L'état énergétique de l'eau du sol:
L'eau dans le sol peut contenir de l'énergie en quantités variées et sous des formes
différentes. La physique classique reconnaît deux formes d'énergie : l'énergie cinétique et
l'énergie potentielle. Compte tenue de la lenteur du mouvement de l'eau dans le sol, toute son
énergie peut être assimilée à une énergie potentielle. L'énergie cinétique de l'eau qui est
proportionnelle au carré de sa vitesse est généralement considérée négligeable.
L'énergie potentielle de l'eau varie d'un point du milieu poreux à un autre. Cette différence
d'énergie est à la base du mouvement de l'eau dans le sol. En effet, comme toute substance
placée dans la nature, l'eau tend à se déplacer d'un point où l'énergie potentielle est plus
élevée vers un point où elle est plus basse. Ainsi la force agissant sur l'eau du sol, dirigée d'une
zone de potentiel élevé vers une zone de potentiel moins élevé, est égale au "gradient de
potentiel" (_ ~) qui correspond à la variation d'énergie potentielle t/J en fonction de la
distance x.
2.2· Le potentiel de l'eau du sol :
D'après la Société Internationale de la Science du Sol (Aslyng et al., cités par Hillel,
1974), le potentiel total de l'eau du sol se définie comme étant "la quantité de travail par
quantité unitaire d'eau pure requise pour transporter réversiblement et à température constante
une quantité inflnités'rnale d'eau à partir d'un bassin d'eau pure à une altitude donnée et à la
pression atmosphérique jusqu'à l'eau du sol (au point considéré)".
Le concept de potentiel total de la phase liquide permet ainsi de quantifier son état énergétique
et de décrire de manière unifiée et continue son comportement dans le système sol - plante
atmosphère.
2.3 • Expression du potentiel total.
le potentiel total s'écrit comme la somme de ses diverses composantes à savoir : le potentiel _
matriciel, le potentiel de gravité et le potentiel osmotique.
Mémoire d'ingénieur géolol:ue P""p 1" Mohamed El Abass WAD!
Institut des Sciences de la Terre_.~_ .. --~~------
Université C.A.D. de Dakar
le potentiel de pression matriciel (<I>p) ou succion matricielle est défini comme étant la
pression manométrique négative relative à la pression du gaz extérieur sur l'eau du
sol à laquelle une solution de composition identique à celle du sol doit être soumise
afin de réaliser son équilibre à travers une membrane poreuse avec l'eau du sol,
le potentiel de gravité (<I>g) lié à la pesanteur
le potentiel osmotique (<I>osm) lié à la présence de solutés
<1> tot = <1> p + <1> g + <1> osm (11 )
Dans le cas le plus général, la solution du sol est considérée homogène, ce qui permet de
négliger le potentiel osmotique. Lepotentiel total se réduit ainsi aux
termes de pression et de gravité, soit:
En exprimant ces grandeurs en colonne d'eau (potentiel par unité de poids), on obtient une
nouvelle expression connue sous le nom de charge hydraulique.
H = h + Z (13)
Cette charge H ainsi définie est homogène à une longueur [L] et représente une densité
d'énergie par unité de poids.
z est la côte du point considéré et représente la charge gravitationnelle imposée par les forces
de pesanteur (énergie potentielle par unité de poids d'eau).
h représente la hauteur de pression effective de l'eau du sol par rapport à la pression
atmosphérique et s'exprime en hauteur de colonne d'eau par la relation:
(14)
P. : pression absolue de l'eau du solP., : pression atmosphériquepo : massevolumique de l'eaug : accélération de la pesanteur
Le mouvement de l'eau dans le sol dépend essentiellementde ce concept de potentiel. En effet,
dans les milieux poreux, le mouvement de l'eau entre deux points n'est fonction que de la
différence de potentiel entre ces points. Ce potentiel étant la somme des potentiels gravitaire et
matriciel. Cette différence de potentiel, responsable de tout mouvement d'eau dans le sol, est
souvent appelée gradient de charge hydraulique.
Mémoire d'ingénieur géologue P;U1P 1(, Mohamed El Abass WADE
tnstitut oes Sciences de la Tc rrc
Mémoire d'ingénieur géologue PiiflP 17
Université C.A.D. 0(' Dakar
CHAPITRE 2
Mohameo El Ah.1SS WADE
In ..\ il ul dt'''' S( Ît'IH C ... dt' 1.1 Tt'rrt'
HYDRODYNAMIQUE ET SIMULATION DES TRANSFERTS
D'EAU EN MILIEU POREUX NON SATURE
1. CARACTERISTIQUESHYDRODYNAMIQUES DU MILIEU POREUXNON SATURE
La plupart des processus de transfert d'eau dans les sols se déroulent dans des conditions
caractérisées par une teneur en eau inférieure à la saturation. L'écoulement de l'eau en milieu
non saturé constitue un phénomène très complexe du fait de la variabilité dans le temps et
dans l'espace du taux de saturation du sol.
1.1. Conductivité hydraulique et loi de Darcy
La mesure de l'écoulement de l'eau dans un volume de sol est très délicate du fait de la
complexité du milieu poreux (interconnexions, tortuosités etc.). Les trajets réels de l'eau ne
pouvant être connus, il convient de considérer le sol comme un milieu poreux uniforme au sein
duquel l'écoulement est régulièrement réparti.
Darcy (1856), à partir de l'expérience illustrée sur la figure n02 déduit la relation suivante:
Q =SK MlS L
Q : débit5 : section du tube rempli de sableH : charge d'eau1(, : coefficient caractéristique du sol et du liquideL : longueur de la colonne
Figure n" 3a : Allure générale de la courbe h(e) Figure n03b : Effet d'hvstérèse
Il existe plusieurs formulations mathématiques décrivantIa courbe de rétention. Parmi ces
relations les pl us uti 1isées sont celle de Van Genuchten(1980) et celle de Brooks et Corey
(1964).
La formulation proposée par Brooks et Corey donne la relation entre h et e à travers
l'expression suivante:
Os (ah::;!)
e,. : teneur en eau résiduellee.: teneur en eau à saturationa: paramètre empirique dont l'inverse donne la pression d'entrée d'airÀ. : paramètre reflétant la porosité du solh : potentiel de pression
L'équation de Brooks et Corey peut s'écrire sous une autre forme en utilisant la teneur en eau
réduite (Se) ou taux de saturation donnée par l'expression:
Mémoire d'ingénieur ~eol()gll(' P~f!P 21
(23)
Moh,lll1('d El Ah,lSS WAIlE
L'équation (22) devient:
Se =
1
(ah>1)
(ah~)
(24)
Cette dernière équation plus simple est souvent utilisée dans les modèles numériques. Il faut
noter cependant que la formulation de Brooks et Corey donne des résultats corrects pour les
sols de texture grossière. Par contre, les résultats deviennent moins fiables quand la texture du
sol étudié est assez fine (Van Genuchten et al., 1991).
La formulation proposée par Van Genuchten (1980) permet de mieux décrire la courbe de
rétention pour des valeurs de teneur en eau proche de la saturation. Elle est donnée en
considérant le taux de saturation par la relation suivante.
(25)
En considérant l'expression de Se, l'équation de Van Genuchten peut encore s'écrire sous la
forme suivante:
(25 bis)
a, m et n sont des paramètres empiriques constants qui déterminent la forme de la courbe de rétention.
1.2.2 Relation K((})
Les tentatives d'estimation de la conductivité hydraulique à partir des grandeurs caractéristiques
de la texture et de la structure du sol n'ont pas abouti a des résultats probants (Musy et Soutter,
1991). D'autre part, une estimation de la courbe de conductivité k(~ est plus difficile à obtenir
expérimentalement que celle de la courbe de rétention h(~. Pour ces raisons, différents auteurs
ont proposé des formulations mathématiques permettant d'obtenir la courbe de conductivité
hydraulique à partir de la courbe de rétention. On peut noter parmi celles-ci :
Mémoire dingéniour ~"()Ioguc P~r!P 22 \1clh.lnH'11 fi \11'-"·' \\ \:)1
lnst it ut desS,ien«',d" 1,1 1,"" Univcrvité LA.D. de Dakar
• Gardner
K(h) _ ab + (-hr
(26)
a, b et n sont des constantes empiriques
• Anonyme
(27)
• Brooks & Carey
( J3+2 U
K(B)=Ks
B-Br
Bs -Br(28)
.. À est un paramètre reflétant la porosité du sol
A la base des transferts d'eau dans le sol, des hypothèses de travail simplificatrices sont
introduites. Celles-ci supposent que les transferts d'eau sont unidirectionnels et s'effectuent en
conditions isothermes, dans un milieu indéformable. L'eau est également considérée
incompressible et chimiquement pure. On écrit les deux équations suivantes:
Conservation de la masse d'eau: équation de continuité
ôB ôq-=--ôt ôz
() : teneur en eaut : temps.z : côte à laquelle on considère l'hum idit~ et le flux.q : volume d'eau traversant la côte z par unité de temps et de surface.
Equation de Richards
(30)
Elle constitue l'équation générale en milieu non saturé. Elle est obtenue par combinaison
de l'équation de continuité (30) et celle de la loi de Darcy en milieu non saturé (19).
oB--=ot
o [ OH]- K(B)- - U(z,t)oz oz (31 )
oKU
: teneur en eau: conductivlté hydraulique: terme source (prélèvement d'eau par les plantes)
zHt
: profondeur: potentiel matriciel: temps
Si la charge de pression (h) est une variable principale, l'équation devient:
c(h) ôh =~[K(h) ôH]ôt ôz ôz
c(h) : capacité capillaire
Mémoire d'ingénieur génlogue
(32) avec
p"",. 14
dBc(h)=
dh(33)
Mohamed El Abass WADE
Institut des Sciences de la Terre Uni\ersilé C.A.D. de Dakar
la capacité capillaire exprime la variation de teneur en eau par unité de variation de la charge
de pression. Elle est représentée par la pente de la courbe B (h).
Pour simplifier le traitement mathématique et expérimental des processus d'écoulement non
saturé, il est souvent avantageux de transformer les équations d'écoulement et de leur donner
une forme analogue à celle des équations de diffusion et de conduction de la chaleur pour
lesquelles il existe des solutions définies, qui peuvent être utilisées dans la mesure, bien sûr, où
les conditions aux limites sont applicables aux processus de l'écoulement de l'eau dans le sol.
On introduit ainsi le concept de diffusivité hydraulique du sol qui est une grandeur définie
comme le rapport de la conductivité hydraulique K(S) du sol à la fraction inverse de sa capacité
capi Ilaire c(S) = c ' (h). Un des avantages de ce concept réside dans le fait que le domai ne de
variation de la diffusivité hydraulique est plus réduit que celui de la conductivité hydraulique
(Musy et Soutter, 1991). De plus, la teneur en eau et son gradient sont souvent plus aisés à
mesurer en pratique et à mettre en relation avec les flux volumiques que ne le sont la succion et
son gradient.
la courbe de diffusivité peut être déterminée ~partir des courbes h(S) et K(S) suivant la relation. :
D(B) =K(B) ahaB
2.2. - Modèles de transfert de solutés
(34)
le transfert de solutés dans les milieux poreux est décrit par l'équation générale de convection
dispersion qui fait intervenir la concentration des solutés, la teneur en eau, les flux de la
solution et une grandeur globale intégrant les processus de diffusion et de dispersion.
aL ô [ aL ]-B = - BD(B, q)- - qCL ± t/Ja œ œ (35)
Cl
(J
D(fJ,q)
;
.conœrnratlon de J'élément considéré dans la solution: humidité volumique: coefficient de "diffusion" apparente: terme de puits et 1ou de source de soluté
Z
qCI
: temps: profondeur: fi ux de la sol ution
la complexité de ces équations différentielles font qu'il n'existe pas de solutions analytiques. la
résolution numérique par la méthode des différences finies est le plus souvent utilisée en
discrétisant le temps et l'espace en intervalles suffisamment petits pour minimiser les erreurs
dues à cette méthode de calcul.
Mémoire d'ingénieur géologue Pal1P 25 Moh.1J1lcd El Ab.1SS WADt
Figure n" 8: Coupe schématique de la vallée du fleuve Sénégal (Echelle côtes dilatées/distances)
( D'après Maymard, 1960)
Après la transgression du Nouakchottien, le fleuve Sénégal a construit par l'intermédiaire des
crues annuelles un système complexe de levées fluviatiles. On distingue de manière globale les
unités suivantes:
- Les hautes levées: elles correspondent souvent à des bourrelets de berge
accompagnant les sinuosités du fleuve et qui forment un réseau complexe cloisonnant le lit
majeur du fleuve. Les sols de hautes levées plus connus sous le terme "fondé" sont
généralement qualifiés de sols légers.
- Lespetites levées: elles se différencient des précédentes par leur côte relativement
plus basse (3 à 3.5 rn). Sous cette appellation on trouve les parties les plus basses des deltas de
P~I1P ]1
rupture de levées, les bordures de cuvette de décantation, les levées minces et aplaties
d'anciens défluents qui traversent les cuvettes.
- Les cuvettes de décantation: ce sont les parties les plus basses du système de levées
(côte généralement inférieure à 3 mètres). Régulièrement inondées par la crue du fleuve, elles
sont le siège de la décantation des éléments fins après la crue. Ces cuvettes sont souvent
occupées par des sols à argiles gonflantes plus connus sous le terme "hollaldé". Ils présentent
des caractéristiques morphologiques particulières s'exprimant par l'apparition de fentes de
retrait en phase de dessèchement (Zante, 1994).
B - PROBLEMATIQUE DE L'ETUDE
1. LES MECANISMES DE DEGRADATIONS DES SOLS DU DELTA
La forte demande évaporatoire qui caractérise les zones arides et semi-arides entraîne
une concentration des eaux en surface des sols. Il en résulte une précipitation des sels qui vont
s'accumuler au fil du temps. De cette accumulation découlent des dégradations salines des sols
qui peuvent se manifester au cours de la pédogenèse naturelle ou apparaître secondairement
suite à l'irrigation.
On distingue généralement trois types de dégradations salines en zone sahélienne: la
salinisation, la sodisation et l'alcalinisation.
1.1 - La salinisation
C'est le type de dégradation la plus courante. Elle est définie comme étant l'ensemble
des mécanismes suivant lesquels le sol s'enrichit en sels solubles et acquiert le caractère salé.
L'accumulation des sels dans le profil du sol, en quantité suffisante peut affecter ses aptitudes
agronomiques (augmentation de la pression osmotique provoquant un stress hydrique de la
plante). La salinité accentue ainsi les effets de la sécheresse par la limitation du prélèvement de
l'eau par la plante.
1.2 - La sodisation
C'est un mécanisme suivant lequel le sol s'enrichit en sodium échangeable Na" au
détriment des ions H + et des autres bases échangeables. L'augmentation relative de [Na "l est la
conséquence de la concentration de la solution du sol par évaporation ou du blocage du
calcium sous forme de calcite . La sodisation influe sur la perméabilité en favorisant le
gonflement et la dispersion des collordes du sol et entraîne des problèmes de toxicité des
plantes.
p;j"p 12
lnst ilut des Sciences dl' 1.1 Terre
1.3 - L'alcalinisation
Universite C.A.O. de Dakar
L'alcalinisation se traduit par une augmentation du pH du sol suite à l'accumulation de
bases faibles. Elle entraîne une réduction de la fertilité des sols et par conséquent la chute des
rendements des cultures. L'alcalinisation peut être d'origine naturelle ou due à une irrigation
mal contrôlée.
Les eaux d'irrigation faiblement minéralisées présentent une alcalinité résiduelle calcite
positive, c'est à dire un excès de carbonates (bases faibles) par rapport au calcium. La
concentration de ces eaux par évaporation entraîne la précipitation de la calcite. Au fur et à
mesure que les processus de concentration et de précipitation de la calcite se poursuivent, la
teneur en calcium décroît alors que les carbonates s'accumulent. Ce processus pourrait
entraîner l'élévation du pH d'où l'alcalinisation (ILOU, 1995).
Ces différentes formes de dégradations peuvent avoir des conséquences néfastes sur
l'environnement. Au niveau du delta du fleuve Sénégal la salinisation des sols est à l'origine du
phénomène de déflation éolienne observé au niveau des cuvettesde décantation. En effet, les
sels en provenance de la nappe, en précipitant à la surface du sol transforme la structure de
celui-ci le rendant sensible à l'érosion éolienne.
2 - LE PHENOMENE DE DEFlATION EOLIENNE DANS LE DELTA DU FLEUVE SENEGAL
La déflation éolienne et l'accumulation des particules sous la forme de dunes argileuses ont
été largement décrites de par le monde, en Australie, au Texas, en Mauritanie (Maymard, 1952 ;
Tricart, 1954), dans le delta du Sénégal (Mougenot, 1983 ; et récemment Barbiero et al, 1998;
Ould Mouhamedou, 1998).
Les dunes argileuses encore appelées « lunettes lt ou «clay dunes lt sont des dépôts éoliens
associés aux cuvettes de décantation saisonnièrement inondés et salées (Barbiero et al, 1998).
Lorsque la cuvette s'assèche, les sels se concentrent à la surface du sol faisant apparaître une
structure poudreuse due au foisonnement des sels cristallisés.
Tricart (1954) fut l'un des premiers à étudier le phénomène au niveau du delta du Sénégal. Il le
décrivait comme étant lié à des conditions climatiques semi-arides. Les chercheurs de
l'ORSTOM (actuel IRD) avaient cependant pressenti ce phénomène en régions plus humides, ce
qui fut démontré par Vieillefon en 1967 dans les mangrovesde la Casamance.
Ce phénomène est actuellement observé aux alentours du bassin du Bell (Parc du Diawling,
Mauritanie). Celui-ci est généralement inondé de Juillet à Septembre par une eau saumâtre au
début , devenant douce en fin de crue du fleuve Sénégal. Sous l'influence d'une forte
évaporation, le milieu devient par la suite salé avec précipitation de gypse puis de halite (Ould
Mouhamedou, 1998).
Mémoire d'ingénieur g~ologue PilllP 33 Mohamed El Ah.l'S WADE
Institut des Sciences dl' 1., ll'rr c- Université C.A.D. de Dakar
Les états de surface des sols observés sur ce site présentent un contraste entre deux types de
structures:
une structure micro agrégée ou « poudreuse» provenant de l'émiettement du sol dû
au foisonnement par cristallisation des sels en surface ;
une structure massive, avec un débit prismatique ou en plaquettes centimétriques,
non transportables par le vent (photo n° 1).
La limite entre ces deux états de surface est abrupte comme l'illustre la photo n03 .
Barbiéro et al (1998) ont réal isé des profi Is pédologiques sur ce site à l'aide de sondages. Ces
profils sont représentés sur la figure 10.
JOkm
figure n09: Localisation des profils sur le site,
l' .:<:' ·1 Mangrove (sur photographie aérienne de 1980) ~ Oaydunes - Profil présenté
4 3/ S
Pl
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figure n" 10 : Morphologie des profil pédologiques (Barbiéro et al, 1998)
1. Vase limoneuse. a) a jarosite, bl apyrite; 2. Sable localement coloré par les oxydes de fer ; 3. Bandes argileuses; 4. Structurepoudreuse - déflation éolienne active; 5. StruetIKemassive - absence de déflation éolienne
Mémoire d'ingénieur gllolngLH' P;'l1P 34 Mohamed El Abass WADE
Inslillll des Sc ioncc- dl' 1.1 Terre
Le profil Pl correspond à une vase limoneuse grise à bleutée parcourue d'un réseau
tubulaire noir (pyritel_et jaune (jarosite), le jaune disparaissant en profondeur. Le
fractionnement en surface correspond à la structure poudreuse sensible à la déflation
éolienne.
Au niveau du profil P2, la vase bleutée s'observe en profondeur à partir de 55 cm avec le
même réseau complexe de jarosite que précédemment. On retrouve en surface la structure
poudreuse. La déflation éolienne est active.
Sur le profil P3, la vase bleutée s'observe à partir de 85 cm. Elle est parcourue de tubes
ocres correspondant aux anciennes racines de palétuviers. Une transition abrupte mène par
de nombreuses interpénétrations en doigts, à un matériau sableux fortement coloré par les
oxydes de fer. Le sable s'observe jusqu'à 15 cm de la surface. Le contour de tous les
volumes sont recoupés par des bandes argileuses ondulées d'épaisseur variable (5 à 10 cm).
On retrouve en surface une de ces bandes argileuses sur la moitié droite du profil. Le
matériau acquiert alors une structure massive avec un débit en plaquette sub-horizontaux.
Sur la gauche du profil, on retrouve la structure poudreuse décrite dans les profils
précédents. La limite entre ces deux structures est abrupte telle qu'illustrée sur la photo n03.
clay d.ne
\/.:.: ..k~~
cenure de mangrove'\. sol de cuvette
Figure n O l1 : Formation d'une clay dune par déflation éolienne
Ces constatations laissent supposer que ce phénomène de différenciation structurale est
étroitement lié à la nature phvsico-chimlque des sols. Ainsi pour apporter un diagnostic plus
pointu, nous nous proposons d'étudier ces deux sols afin de déterminer par la méthode de
Wind leurs paramètres hydrodynamiques respectives gouvernant les mouvements de l'eau
et du sel en leur sein.
Mémoire d'ingénieur !:l'oloj(lI(' ,'vlohamcd El Abass WADE
Imlil ul de- Sci c l1c t'- d(' 1.1 1rr rr:
Photo nv t : Sol à structure massive ; débi t prismatique
Sol àstructurepo udreuse
Photo n02 : Début de foisonnement du sel Photo n 03 : Limite entre les deux états de surface
M émoi re d' ingénieur géologue P;H!P .1(, Mohamed El Abass WADE
Institut des Sciences de la Terre
Mémoire d'ingénieur géologue ParlP37
Université C.A.D. dl' Dakar
CHAPITRE 2
Mohamed El Abass WADE
Institut des Sciences dl' Id Terre Université C.A.D. de Dakar
CARACTERISATlON HYDRODYNAMIQUE DES SOLS:
LA METHODE DE WIND
Wind (1968) a développé en laboratoire une méthode simple qui permet de déterminer
simultanément la relation potentiel matriciel - teneur en eau h(8) et la relation conductivité
hydraulique - teneur en eau k(8), ou conductivité hydraulique - potentiel matriciel k(h). Ces
propriétés hydrodynamiques fondamentales gouvernent les transferts d'eau dans les sols.
1· Principe de la méthode
Le principe de cette méthode consiste à suivre l'évolution du potentiel matriciel d'un sol pour
lequel l'état initial et les conditions aux limites sont connus ou mesurés.
Concrètement, la méthode de WIND consiste à soumettre un cylindre de sol non remanié
(prélevé sur le terrain) initialement saturé, à un dessèchement progressif et de suivre:
la variation temporelle de la masse du sol m(t) dans le cylindre afin de déterminer la
perte en eau par évaporation:
l'évolution du potentiel matriciel htz.t) du sol , à différentes profondeurs (z) en'
fonction du temps.
Le potentiel matriciel est mesuré à différentes profondeurs de l'échantillon à l'aide de
tensiomètres, chaque tensiomètre correspondant à un compartiment de l'échantillon. Suivant un
intervalle de temps fixé, la perte de poids due à l'évaporation de l'eau ainsi que l'évolution du
potentiel matriciel sont mesurées et enregistrées. La durée de l'expérience, qui peut varier de
quelques jours à quelques semaines, dépend de la nature du sol étudié.
La teneur en eau de chaque compartiment sera estimée à partir de la teneur en eau moyenne de
l'échantillon et des valeurs de potentiel mesurées sur le tensiomètre.
A partir des mesures des potentiel réalisées, h(z, 0/ et de la reconstitution des teneurs en eau
f:Xz,O/ il est possible de tracer le courbe de rétention h(O) et de conductivité hydraulique K(O), de
l'échantillon de sol. Ces courbes seront par la suite ajustées à partir de modèles mathématiques
pour déterminer les paramètres hydrodynamiques des sols étudiés. Le modèle généralement
utilisé pour l'ajustement de la courbe de rétention est celui de Van Genuchten (équation 25).
En considérant l'écoulement lent et monodimensionnel, le sol homogène et le milieu
isotherme, nous pouvons appliquer la loi de Darcy généralisée:
Me'moire d'Ingénieur !\{'olo!\ul' P;H!P lR Mohamed El Ahass WADE
Institut des Sciences dl' 1.1 Terr«
q, : flux d'eau traversant la profondeur z (rn.s')K (~ : conductivité hydraulique (rn.s')dhldz : gradient de potentiel (rn.rn")
La conductivité hydraulique est ainsi estimée par la relation:
K (0) = =----=--------= (38)
(37)
Université C.A.D. dl' Dakar
Le flux d'eau en fonction de la profondeur qzpeut être calculé à partir de la relation suivante:
(39)
Le gradient de potentiel matriciel (M//).z) entre trois compartiments successifs z-t, z et z +1 est
calculé par la relation:
(38)
où hl et h2 représentent respectivement, le potentiel matriciel moyen à uninstant t entre les
compartiments z-l, z et z, z + 1.
Ainsi nous pouvons reconstituer la relation K(O) ou K(h) de l'échantillon de sol. Les couples
formés (K-8) et (K-h), seront en suite ajustés: soit par le modèle de Van Genuchten (éq, 29); soit
par le modèle Brooks et Corey (équation 28); soit par le modèle de Gardner (éq. 26).
Figure n020: Comparaison descourbes K(h) des deux sols
L'évaporation de l'eau contenue dans le sol se traduit par une augmentation du potentiel
matriciel. Elle entraîne en même temps une diminution de la conductivité hydraulique du sol.
La courbe K(h) permet de décrire ce phénomène.
D'après l'allure des courbes K(h) sur la figure 20, on note que la diminution de K en fonction de
l'évaporation (c'est à dire de l'augmentation de h) se fait plus rapidement sur le SSM que sur le
SSP. A h = 0 correspondant à l'état de saturation maximal la conductivité hydraulique à
saturation K, est plus grande pour le SSM, la courbe K(h) du SSP est au dessous de celle du SSM.
Cependant cette tendance s'inverse rapidement en fonction de l'augmentation de h.
Mémoire d'ingénieur géologue Mohamed El Abass WADE
c - 5VNTHESE ET DISCUSSIONS
L'analyse des différentes courbes htt), h(8), K(8) montre une différence de comportement
entre les deux sols. Le décrochement des tensiomètres intervient plus rapidement au niveau des
échantillons SSM, cependant la variation du potentiel de pression en fonction de la profondeur
est mieux visualisée sur ces échantillons où on note une nette superposition entre les courbes
d'évolution des différents tensiomètres (figures 14 et 15). Par contre, au niveau des échantillons
à structure poudreuse, cette variation de potentiel en fonction de la profondeur est moins
accentuée; l'allure des courbes d'évolution des tensiomètres est quasi identique.
L'ajustement des courbes de rétention a permis d'avoir une bonne superposition entre les
résultats expérimentaux et ceux du modèle pour les deux échantillons. Cependant pour les
courbes de conductivité hydraulique, l'ajustement est meilleur pour le sol à structure massive
avec un coefficient de corrélation R =1. Il est moins bon pour le sol à structure poudreuse avec
R =0.4. Cette différence de comportement est également reflétée au niveau des paramètres
hydrodynamiques. La teneur en eau à, saturation passe de 0.32 pour le sol à structure massive à
0.45 pour le sol à structure poudreuse. De même pour ce sol, la conductivité hydraulique
moyenne à saturation est de l'ordre de 0.3 cm!j, alors qu'elle tourne aux alentours de 0.5 cm!j
pour le sol à structure massive (cf. tableau nO).
Le mouvement de l'eau et des solutés dans le sol est gouverné par ces paramètres, en particulier
par la conductivité hydraulique.
L'analyse des courbes K(h) simulés des deux sols permet de mieux comprendre leur
comportement hydrodynamique. En effet l'allure des courbes K(h) montre que le SSM bien qu'il
présente un Ks supérieur se désature beaucoup plus rapidement que le SSP en fonction de
l'évolution du potentiel de pression matricielle. Cela fait que dans les mêmes conditions de
variation du potentiel de pression l'eau contenant du sel en provenance de la nappe atteindra
des niveaux plus élevés dans le SSP que dans le SSM. Le sel parvient ainsi à atteindre les
horizons supérieurs du SSP et cristalliser en surface sous l'effet de l'évaporation, alors qu'au
niveau du SSM la concentration du sel se fera à des niveaux plus bas c'est à dire en subsurface.
P:lPP <;4 Mohamed El Abass W,\DE
lnstitut des Sc iemcs de 1,1 Terre
Mémoire d'Ingénieur l\«'ol"!:lIl'
CONCLUSION GENERALE
ET PERSPECTIVES
P"pp 'i'i '.\"h.lIned El Ahass WADE
Université C.A.D. de Dakar
CONCLUSION GENERALE
La détermination des paramètres hydrodynamiques par la méthode de Wind ainsi que les
simulations effectuées nous ont permis de mieux comprendre les mécanismes de transferts
hydro-salins responsables des modifications structurales observées dans les deux solsétudiés.
L'utilisation du modèle de Van Genuchten a permis d'obtenir un bon ajustement des courbes
de rétention et de conductivité hydraulique et de déterminer ainsi les paramètres
hydrodynamiques caractéristiques des deux sols.
La différence de structure qui caractérise ces deux sols peut être expliquée à partir de leurs
paramètres hydrodynamiques. En effet les résultats de la simulation ont montré que le sol à
structure massive (SSM) qui présente une conductivité hydraulique à saturation plus élevée que
le sol à structure poudreuse (SSP) se désature plus rapidement que ce dernier. l.es'
caractéristiques hydrodynamiques du SSP font que le sel en provenance de la nappe parvient ilatteindre les horizons supérieurs et cristalliser en surface sous l'effet de l'évaporation. 'la
concentration en surface du sel entraîne une déstabilisation de la structure du sol due à l'effet
dispersant du sodium contenu dans les molécules de NaCI. Le sol perd ainsi sa cohésion et
devient sensible à la déflation éolienne. Ce phénomène ne s'observe pas au niveau du SSM
dont les caractéristiques hydrodynamiques imposent un dépôt en subsurface du sel dans les
mêmes conditions d'évaporation.
Cette étude a aussi permis d'expérimenter au laboratoire la méthode de Wind pour la
détermination des paramètres hydrodynamiques des sols. Grâce à cette méthode, l'ensemble
des propriétés hydrodynamiques d'un sol peuvent être déterminées simultanément et cela sur
un seul échantillon. La mise en œuvre de cette méthode est très aisée, néanmoins elle nécessite
une attention particulière dans chacune des étapesdécrites dans le protocole.
La méthode de Wind pourrait être utilisée pour étudier des problèmes liés au génie civil ou au
génie rural tels que la migration des polluants dans le sous-sol, la gestion des produits
fertilisants ou la conduite des irrigations.
Mémoire d'ingénieur géologue PilrlP SfJ Moharned El Abass WADE
Inslillli des Sciences de l, l er n-
PERSPECTIVES
"",il" C. A.D. dl' Dakar
Cette étude a permis d'expliquer la différenciation structurale des sols étudiés en se basant
uniquement sur leurs propriétés hydrodynamiques. Néanmoins pour comprendre encore
davantage les processus de transferts hydrosalins dans ces sols, nous recommandons de
poursuivre cette étude en y intégrant:
une étude chimique des sols et de l'eau de la nappe;
une étude sur l'évolution des caractéristiques géométriques et chimiques de la nappe
phréatique;
une cartographie de la salinité pour mieux visualiser la répartition du sel en surface .
Il serait aussi intéressant de comparer la méthode expérimentale de Wind utilisée dans cette
étude avec d'autres méthodes connues de détermination in situ des propriétés
hydrodynamiques du sol.
000000
Mémoire d'ingénieur geologu(, P;JflP 'i7
lnvt it u! de, Science' de 1<1 ll'nl' Université C.A.D. de Dakar--------------.
~EfERENCESBIBLIOGRAPHIQUES~
1. ADDISCOrr T. M. and WAGENET R. J. (1985) :
Concepts of solute leaching in soils : a review of modelling approaches. Journal of Soil Sei., 36 :
411 - 424.
2. ARYA L M. and PARIS J. f. (1981):
A physicoempirical Model to predict the soil moisture characteristic from particle-size
distribution and bulk density data: Soil Sei. Soc. Am. l- 45 : 1023 - 1030.