CHAPITRE I. CONSIDERATIONS GENERALES
Dans ce premier chapitre de notre travail, il s'agira
premièrement de définir les différents concepts
utilisés tout long de notre étude, deuxièmement de
présenter le milieu d'étude et en fin troisièmement de
parler l'intérêt de la géomatique dans l'étude des
phénomènes érosifs.
I.1. Définition des concepts
Il est impérieux de préciser, préalablement,
les concepts de base utilisés tout au long d'un travail scientifique.
Cette démarche permet de faciliter la compréhension du travail et
d'éviter les ambigüités dans le sens des mots, surtout pour
ceux qui sont polysémiques.
I.1.1. Albédo :
C'est une fraction d'énergie incidente
réfléchie par une surface. Dans cette étude il s'agira de
l'énergie solaire réfléchie à la surface de la
terre. (RUZINDANA, 2013)
I.1.2. Bassin versant
C'est un territoire qui draine l'ensemble de ses eaux vers un
exutoire commun (cours d'eau, lac, mer, océan...). Il est limité
par des frontières naturelles : lignes de crêtes ou lignes de
partage des eaux. (CICOS, 2016)
I.1.3. Biomasse végétale
Désigne la masse de matière vivante
végétale présente à un moment donné dans un
milieu donné. (Dictionnaire numérique de l'Environnement,
2015)
I.1.4. Couverture végétale
C'est l'ensemble de plantes qui couvrent le sol (prairie,
cultures, etc.) et qui peut le protéger des variations brutales de
température et d'humidité, ainsi que de l'érosion par
ruissellement. On parle de couvert végétal lorsqu'il s'agit
d'arbres. (FAO, 2010)
I.1.5. Erodabilité
C'est la vulnérabilité d'un sol à
l'érosion, dans des circonstances précises (état de
surface, humidité, type de précipitation). (HICKEY, R. 2000)
I.1.6. Erodibilité
C'est la capacité d'un sol meuble à être
érodible, c'est-à-dire sa sensibilité face à
l'érosion en fonction de sa composition et de sa structure.(HICKEY, R.
2000)
I.1.7. Erosion
Selon la (FAO, 1994), regroupe l'ensemble des
phénomènes qui contribuent, sous l'action d'un agent
d'érosion (notamment l'eau) à modifier les formes de relief.
L'érosion est aussi définie comme étant un processus
physique, chimique, naturel par lequel le sol et les roches de la croûte
terrestre sont continuellement soumis à une abrasion et à une
corrosion (Georges, 2008).
8
L'érosion hydrique correspond au détachement, au
transport et à la sédimentation des particules du sol, sous
l'action associée de la pluie et du ruissellement. Alors que
l'érosion linéaire, et plus spécifiquement
l'érosion par ravinement, mobilise localement la partie profonde du sol,
l'érosion de surface décape quant à elle la partie
superficielle la plus fertile du sol.
Pouvoir distinguer ces deux processus et quantifier leur
contribution respective représente un enjeu majeur. La
télédétection est une source de données de plus en
plus utilisée pour reconnaître et caractériser les
manifestations de l'érosion (Vrieling, 2006). Si les méthodes
mises en oeuvre sont multiples, la photo-interprétation, souvent
associée à des mesures de terrains, reste la plus
répandue.
Cependant, des techniques de «traçage des
ravins» développées ces dernières années
semblent très prometteuses pour permettre de quantifier l'importance
relative des différents processus érosifs à
l'échelle des bassins versants.
I.1.7.1 Processus de l'érosion hydrique et agents
érosifs
L'érosion des sols est un phénomène
naturel qui désigne le processus de détachement et de transport
de particules solides (Le Bissonnais et al., 2002).
La formation de rigoles ou de ravins est un signe
révélateur de l'érosion hydrique.
Elles sont liées à la concentration du
ruissellement qui permet à l'écoulement d'acquérir une
capacité érosive qui entraîne les fragments de sol. On
parle d'érosion concentrée. Cependant, quand le
ruissellement n'est pas suffisamment concentré pour
générer des rigoles, il se produit quand même un transfert
et une exportation de terre sous l'impact des gouttes de pluie. Comme elle est
répartie sur l'ensemble de la surface, on parle d'érosion
diffuse, ou en nappe ou encore « sheet erosion
». Elle est moins visible et semble générer moins de pertes
en terre mais du fait qu'elle décape la couche superficielle, elle est
susceptible d'exporter de fortes quantités de nutriments et de produits
phytosanitaires présents à la surface du sol et donc de polluer
les ressources en eau (Leguédois, 2003).
I.1.7.2. Processus d'érosion
L'érosion hydrique des sols résultent de la
conjugaison de trois mécanismes : le détachement des particules
de sol, leur transport et leur sédimentation.
I.1.7.2.1. Le détachement
Le détachement des particules de sol se fait sous l'impact
de deux agents érosifs :
? La pluie, qui est reconnue depuis longtemps comme un agent
essentiel de l'érosion des sols (Ellison, 1944 ; Ekern, 1950).
L'impact des gouttes de pluies sur la surface de sol provoque le
détachement des particules de sol.
? La gravité, c'est un agent d'érosion important
qui participe à la mobilisation et au transfert des particules à
la surface du sol. Elle se manifeste continuellement sur toute surface
inclinée la force particulière avec l'humidité lorsque la
couche de surface est
9
saturée en eau, des phénomènes
(Boiffin et Sebillotte, 1976, Boiffin, 1984 in Leguedois, 2003). La
gravité est aussi la force principale qui limite l'érosion
s'opposant à la mise en mouvement des particules et en étant le
moteur de la sédimentation.
Plusieurs mécanismes, qui diffèrent par la
nature des forces qu'ils mettent en jeu, sont à l'origine de la
désagrégation par l'action de l'eau. Quatre principaux
mécanismes ont étés identifiés (Emerson, 1967 ;
Boiffin, 1984 ; Le Bissonnais, 1988 ; Emerson & Greenland, 1990 ; Le
Bissonnais & Le Souder, 1995 ; Le Bissonnais, 1996) :
- L'éclatement, lié à la compression de
l'air piégé lors de l'humectation. Les sols argileux
sont moins affectés par l'éclatement que les
sols limoneux ou sableux, à cause de leur porosité réduite
et de leur importante capacité de rétention de l'eau (Le
Bissonnais, 1990).
- La désagrégation mécanique due à
l'énergie dissipée lors de l'impact des gouttes de pluie. Cette
énergie se transforme en force de cisaillement qui provoque le
détachement des particules de sol et l'effet « splash »
(Fig.1.1).
- La microfissuration produite par le gonflement
différentiel des argiles. Le gonflement et le retrait de ces argiles
provoquent des microfissures des agrégats.
- La dispersion physico-chimique résulte de la
réduction des forces d'attraction entre les particules colloïdales
composant le sol. Elle dépend de la taille et de la valence des cations
présents qui peuvent former des ponts entre les particules
chargées négativement.
Suite à l'impact d'une goutte de pluie, des
gouttelettes d'eau et des fragments de sol sont éjectés de la
surface et transportés radialement autour du point d'impact, avant de se
déposer à la surface.
Le ruissellement, dont l'impact dépend de la force de
cisaillement (vitesse d'écoulement) et de la résistance du sol,
qui peut détacher des particules de sol à son passage.
La stabilité structurale est une
propriété qui rend compte de la sensibilité d'un sol
à la désagrégation par l'eau, estimé par les tests
de stabilité structurale des sols. De très nombreux facteurs
intrinsèques comme la texture, la teneur en matière organique ou
en cations échangeables agissent sur la stabilité structurale
d'un sol (Amézketa, 1999).
La mise en mouvement des fragments de terre par le
ruissellement (parfois désignée par le terme entraînement)
est généralement liée à des conditions de
ruissellement concentré. Tout comme pour l'impact des gouttes de pluie,
la susceptibilité du sol face au détachement par une lame d'eau
ruisselante est dépendante de sa cohésion interne. La
résistance au cisaillement du sol est donc une variable souvent
utilisée pour caractériser le matériau soumis à
l'érosion (Torri & Borselli, 1991 ; Sharma, 1996).
I.1.7.2.2. Le transport
Une fois que les particules de sol sont
détachées, elles sont transportées sur des distances plus
ou moins importantes. En plus de son action sur la désagrégation
et le détachement, l'impact des gouttes de pluie peut être
à l'origine d'un déplacement des particules et fragments issus de
la désagrégation à la surface du sol « le splash
» (Cerdan, 2001a). Ce dernier constitue le
10
principal moteur de l'évolution structurale et du
déplacement latéral des particules de sol avant le
démarrage du ruissellement.
Le ruissellement est l'agent principal du transport des
fragments de sol mis en mouvement sur une surface. Dans la lame d'eau peu
épaisse qui s'écoule à la surface lors d'un
événement érosif, les fragments de sol sont
transportés par suspension, saltation et traction (Moss et al.,
1980).
Deux types de ruissellement existent : le ruissellement de
sub-surface (ou hypodermique) dû à la présence d'un horizon
imperméable sous la surface du sol, et le ruissellement de surface.
Ce dernier résulte soit d'un refus d'infiltration de
surface du sol dû à une pluie dont l'intensité est
supérieure à la capacité d'infiltration de la surface du
sol (mécanisme de Horton) et qui est souvent conséquence de la
formation de la croûte de battance, soit d'un dépassement de
capacité de stockage du sol ( ruissellement par saturation )
(Joannon, 2004).
Quand la charge en sédiments est inférieure
à la capacité de transport de l'écoulement, les particules
de sol peuvent être ainsi transportées. Quand la charge est
supérieure à la capacité de transport, les
sédiments en excès se déposent. L'exportation des
sédiments par le ruissellement est grandement influencée par le
fait que la lame d'eau soit soumise ou non à l'impact des gouttes de
pluie. Pour un écoulement en nappe peu épais (érosion
diffuse), la pluie tend à augmenter la concentration et la
granulométrie de la charge solide exportée (Chaplot & Le
Bissonnais, 2000 ; Beuselinck et al., 2002).
Ce déplacement des particules de sol est
favorisé par plusieurs autres facteurs moins importants, tels que la
gravité, le labour et le vent.
I.1.7.2.3. La sédimentation
La sédimentation est le mécanisme qui
contrôle et peut limiter la quantité de sédiments
exportés. Elle se produit quand la capacité de transport de
l'écoulement est dépassée. Cette troisième phase du
processus d'érosion hydrique apparaît donc par exemple lors du
ralentissement du ruissellement. Les particules les plus grossières sont
les premières à sédimenter, les plus fines étant
transportées plus loin. On parle de tri granulométrique
(Kaurak Leite 1990).
I.1.7.3. Facteurs de l'érosion
Deux principaux types de facteurs de l'érosion sont
évoqués dans la littérature : les facteurs naturels
regroupés sous quatre grandes familles ; à savoir : le climat, la
topographie, la lithologie et le couvert végétal; et les facteurs
anthropiques relatifs aux activités humaines.
L'érosion en milieu subéquatorial est
directement commandée par la vulnérabilité d'une
topographie exposée à un climat très agressif, facteur
accentué par les travaux de l'homme fragilisant le couvert
végétal et déstructurant les sols (Temple-Boyer et
al., 2007).
11
I.1.7.3.1. Le climat
La fréquence et l'intensité des
précipitations sont les deux caractéristiques importantes du
facteur climatique de l'érosion hydrique des sols. Ces
caractéristiques sont à l'origine de la formation du
ruissellement quand la quantité des pluies dépasse la
capacité d'absorption de l'eau par le sol.
Le climat subéquatorial ou tropical humide est
caractérisé par des précipitations abondantes et
irrégulières et de forte intensité.
Le potentiel érosif de la pluie est
désigné par le terme général
d'érosivité (Bergsma et al., 1996).
Ce paramètre est lié à l'intensité des averses
et aux caractéristiques des gouttes de pluie (taille, vitesse, forme,
angle d'impact) qui déterminent leur énergie cinétique
(Riezebos et Epema, 1985).
La violence du vent intervient dans l'augmentation de
l'énergie cinétique des gouttes de pluie. L'efficacité
d'une pluie fine qui tombe pendant trois jours est plus faible qu'une pluie
d'une heure à grosses gouttes affectées par un vent d'une vitesse
de 50 km/heure (Poesen, 1985).
I.1.7.3.2. La topographie
La topographie fait avant tout référence
à la pente des terres: la pente accélère l'érosion
car elle augmente la vitesse d'écoulement de l'eau (CNEA,
2007). La pente intervient dans les phénomènes
d'érosion en fonction de sa forme, de son inclinaison et de sa longueur
(Roose, 1994 ; Fox & Bryan, 1999)).
En effet, plusieurs études ont montrés que
l'énergie cinétique du ruissellement et le pouvoir érosif
croissent avec la longueur de la pente. Par ailleurs, des mesures
réalisées sous pluies naturelles et simulées à
l'échelle du mètre carré montrent que l'érosion
diffuse augmente significativement lorsque la pente passe de 2 à 8 %
(Chaplot & Le Bissonnais, 1999).
I.1.7.3.3. La lithologie
L'érodibilité du sol désigne sa
susceptibilité face aux processus d'érosion. Elle est fonction
des propriétés physico-chimiques du sol (texture, profondeur,
porosité, teneur en matière organique...) et de la
cohésion qui existe entre ces particules. Une faible cohésion va
entraîner une forte érodibilité (Govers, 1987; Poesen
& Govers, 1990).
Il y a moins d'érosion dans les sols sablonneux parce
que l'eau est absorbée facilement en raison de sa
perméabilité élevée, par contre en cas de
ruissellement ils peuvent être très érodibles. Une forte
teneur en matière organique dans le sol améliore la structure
granulaire et la capacité de rétention d'eau. Plus la
matière organique diminue, plus l'érodibilité du sol
augmente.
Les sols dans notre bassin versant sont pauvres en
matière organique à cause de la faible productivité
végétale, des températures élevées et du
manque d'eau. Ces conditions accélèrent la minéralisation
des matières organiques du sol et les rendent fragiles, faiblement
structurés
Les conséquences dans la zone de départ des
sédiments (on-site effects). Elles sont relatives à la perte de
la couche arable ainsi que des semences, ce qui réduit la
fertilité du sol et la
12
et prédisposés au tassement et à la
formation de croûtes de battance. En conséquence ces sols sont en
général très sensibles à l'érosion (Al
Ali, 2007).
I.1.7.3.4. Le couvert végétal
Il s'agit du facteur primordial de protection du sol contre
l'érosion. La présence de la couverture végétale,
sa nature et son étendue, jouent un rôle important dans
l'interception et le retard de la chute des gouttes des pluies sur la surface
du sol permettant ainsi la dissipation de son énergie cinétique,
ce qui diminue dans une large mesure l'effet "splash".
Elle favorise également l'infiltration de l'eau et le
maintien du sol grâce à son système radiculaire, et son
développement en surface freine le ruissellement.
Roose (1994) constate que l'érosion est
fonction non seulement du couvert végétal, mais également
de sa hauteur au-dessus du sol. Plus la hauteur est réduite plus la
protection est importante et donc l'érosion est minimale.
Les forêts et surtout les couvertures herbacées
sont plus efficaces pour fournir une protection du sol qu'une couverture de
plantes cultivées ou une jachère. C'est le manque de
végétation qui crée la condition permettant
l'érosion. L'existence d'une litière protège
également les sols de l'érosion.
La dynamique de la croissance du couvert végétal
est très variable en fonction du type de plante mais aussi des
techniques culturales (densité et date de plantation, fertilisation) et
du climat (précipitations et éclairement). La combinaison entre
cette dynamique de croissance et la dynamique des pluies va donc
déterminer l'importance des risques d'érosion.
I.1.7.3.5. Le facteur anthropique
Certaines activités humaines accélèrent
l'action de l'érosion. Les pratiques qui favorisent l'érosion
sont principalement :
? Le surpâturage qui provoque le tassement des sols,
diminue sa perméabilité et favorise le ruissellement de l'eau.
? L'intensification de l'agriculture.
? La déforestation favorisant l'écoulement
d'eau. Selon la FAO le taux moyen de déforestation des 10
dernières années dans le subéquatorial est de 0,8 % pour
la forêt tropicale mondiale (PNUE- plan bleu, 97).
? La croissance démographique et l'urbanisation.
I.1.7.4. Conséquences de l'érosion et
rôle des ravines
I.1.7.4.1. Conséquences de l'érosion
hydrique
L'érosion des sols est à l'origine de deux familles
de problèmes :
13
productivité des cultures. Sachant que la
régénération d'un centimètre sol à partir
d'un matériau d'origine peut prendre des milliers d'années, le
processus peut être considéré comme quasi
irréversible à l'échelle de générations
humaines.
Les conséquences sur les lieux de dépôt
(off-site effects) sont plus nombreuses.
Les engrais et pesticides épandus dans une parcelle
agricole peuvent être transportés dans les eaux de ruissellement
sous forme dissoute ou par adsorption sur les sédiments. Ce transport
peut avoir des effets toxiques sur la qualité de l'eau (potable et
d'irrigation) et peut provoquer une eutrophisation (prolifération des
plantes aquatiques et perte d'oxygène dissout) des milieux aquatiques.
On peut aussi assister à la destruction des infrastructures et le
recouvrement de fossés et routes.
Une autre conséquence importante est l'ensablement des
rivières et des maisons en aval ce qui affecte leur capacité
à mobiliser les eaux de surface dans un but d'irrigation ou
d'alimentation en eau potable par exemple. Les écosystèmes, les
productions et la sécurité alimentaire sont alors
sévèrement affectés.
I.1.7.4.2. Rôle des ravines
Le ravinement constitue un stade avancé de
l'érosion hydrique des sols. Les ravines peuvent atteindre des
dimensions considérables, avec des profondeurs qui peuvent varier de 0,5
à 2530 mètres (Soil Science Society of America, 2001).
La densité des ravines est fonction essentiellement de la pente et de
l'épaisseur du sol (Slimi, 2008). Le ravinement est le plus
souvent provoqué ou accéléré par la conjonction
d'une utilisation inappropriée des terres et d'épisodes de
précipitations extrêmes (Valentin et al., 2005).
Les informations collectées à travers le monde
montrent que les taux de pertes en sol par érosion ravinaire,
représentent une proportion variant de 10% à 94% de la production
totale des sédiments causée par l'érosion hydrique
(Poesen et al. 2003). Cette forme d'érosion peut charrier de
grandes quantités de terre et être à l'origine de
coulées de boue importantes (Khentouche, 2005), causant ainsi
une perte en sol plus importante que celles dues à l'érosion en
surface (nappe + rigoles) (Poesen et al., 2006).
Une autre étude réalisée par Poesen et
al., en 2002 sur quelques bassins versants, montre que la présence de
ravins actives dans ces sites semble être un bon indicateur de
l'importance de la production de sédiments à travers ces bassins.
En d'autres termes, les ravins constituent des éléments de
connectivité qui facilité le transfert des sédiments dans
le paysage. Les ravins peuvent donc être responsables, du
détachement et du transport d'un volume important de sédiments
des horizons profonds aux réservoirs (Poesen et al., 2003).
Les ravins peuvent avoir aussi un rôle secondaire dans
l'infiltration de l'eau dans le sol. En effet, une fois que les ravins sont
développées, sur des horizons perméables du sol, le taux
d'infiltration d'eau à travers leur lit peut être
significativement plus important que celle au niveau des surfaces
inter-ravinaires (Poesen et al., 2003).
14
Bien que de nombreuses stratégies pour prévenir
et combattre le ravinement se sont révélées être
efficaces, elles sont rarement adoptées par les aménageurs sur le
long terme et à grande échelle (Valentin et al.,
2005).
I.1.8. Géomatique
Selon l'INGEO, 2009, c'est un domaine qui fait appel aux
sciences, aux technologies de mesure de la terre ainsi qu'aux technologies de
l'information pour faciliter l'acquisition, le traitement et la diffusion des
données sur le territoire (aussi appelées "données
spatiales ", "données géo spatiales" ou " données
géographiques").
I.1.9. Modélisation
C'est une procédure de représentation
simplifiée, relativement abstraite, d'un processus, d'un système,
en vue de le décrire, de l'expliquer ou de le prévoir.
(Dictionnaire de l'Environnement, 1976)
I.1.10. Shapefile
Appelé encore « fichier de forme » est un
format ESRI de stockage des données vectorielles permettant d'archiver
l'emplacement, la forme et les attributs des entités
géographiques. (ESRI, 2006)
I.1.11. Télédétection
Ce terme désigne l'ensemble des connaissances et
techniques utilisées pour déterminer des caractéristiques
physiques et biologiques d'objets par des mesures effectuées à
distance, sans contact matériel avec ceux-ci. (Commission
interministérielle de terminologie de la
télédétection aérospatiale, 1988.)
I.1.12. Zones anthropisées ou
l'anthropisation
En géographie et en écologie est la transformation
d'espaces, de paysages, d'écosystèmes ou
de milieux semi-naturels sous l'action de l'homme.
Un
milieu est dit anthropisé quand il s'éloigne de la
naturalité (« Wilderness », c'est-à-dire
littéralement "sauvagitude», pour les anglophones).
(Dictionnaire numérique de l'Environnement, 2015)
I.2. Présentation du bassin versant de la
rivière Lukunga
Un bassin versant est un territoire drainé par un
réseau hydrographique (Maldague et al, 1997 et Maldague, 2001). Selon
son importance, il peut être constitué de plusieurs
écosystèmes différents. Celui d'un grand cours d'eau est
un système emboîté et hiérarchisé des bassins
versants élémentaires correspondant à chacun des affluents
(Lévêque, 1996).
Le bassin versant fonctionne comme un collecteur chargé
de recueillir les pluies et de les transformer en écoulement à
l'exutoire. Cette transformation s'accompagne des pertes en eau qui
dépendent non seulement des conditions climatologiques qui
règnent sur le bassin mais aussi de ses caractéristiques
physiques (topographie, végétation...).
15
On distingue le bassin versant topographique et le bassin
versant réel. Le bassin versant topographique est séparé
de bassins versants voisins par la ligne de partage des eaux ou ligne de
crête. Celle - ci est tracée sur la carte en courbes de niveau en
suivant les lignes de crête bordant le bassin. Il peut être moins
étendu que le bassin versant réel si le cours d'eau est
alimenté par des circulations souterraines en provenance des bassins
voisins (terrains karstiques, régions plates comportant une forte
épaisseur des sédiments perméables reposant sur un bedrock
de topographie différente de celle de la surface...).
Si la ligne de partage des eaux constitue la limite des
bassins versants topographiques, les bancs rocheux, les couches d'argiles
imperméables ou d'autres obstacles au mouvement de l'eau sont des
frontières des bassins versants réels (Gunnar Lindh, 1983).Dans
ce cas, il faut des études géologiques et morphologiques
délicates sur le terrain pour la détermination de leur
superficie. Par contre, le planimétrage sur une carte topographique
d'échelle convenable suffit pour l'évaluation de la superficie
des bassins versants topographiques (Reménieras, 1986). En pratique, on
admet la plupart du temps que le bassin versant coïncide avec le bassin
versant topographique (Roche, 1963). C'est cette conception qui a
prévalu lors de l'étude du bassin versant de la rivière
Lukunga
I.2.1. Situation géographique
Le bassin versant de la rivière Lukunga s'étend
sur une superficie de 5613 Ha et comprend dans ses deux tiers de superficie une
partie de la commune de Ngaliema, un tiers de sa partie dans la commune de
Mont-Ngafula et une mince partie dans la commune de Selembao. Il est compris
entre 15°15'20» et 15°12'20» de longitude Est et
4°27'40» et 4°20'35» de latitude Sud (Carte I.1.).
16
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
Carte I.1. Bassin versant de la Lukunga dans
Kinshasa
17
A cheval entre trois communes, le bassin versant de la Lukunga
comprend intégralement ou partiellement les quartiers : Anciens
combattants, Bangu, Basoko, Binza pigeon, Bumba, Cité verte, Congo, CPA
Mushie, Djelo-Binza, Kimbwala, Kimpe, Kinsuka Pêcheur, Lukunga,
Lutendele, Matadi Mayo, Mama Mobutu, Mama Yemo, M'finda, Manenga, Masengu,
Munganga, Musey, Ngomba Kikusa ; appartenant aux communes de Ngaliema,
Mont-Ngafula et Selembao comme le montre la carte I.2.
Carte I.2. Distribution des quartiers dans le bassin
versant
18
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
1 Annexe 1
19
I.2.2. Données climatologiques
Le climat de Kinshasa est de type AW4 selon le système
de classification de Köppen. C'est un climat tropical chaud et humide.
Dans ce système, la classe A comprend les climats tropicaux humides,
où la température moyenne diurne du mois le plus froid est
supérieure à 18° C et où la hauteur annuelle des
pluies, exprimée en cm, est supérieure à deux fois cette
température moyenne augmentée de 14. A partir de l'analyse des
observations faites de 1931 à 1970, Crabbe (1980) a estimé au 22
septembre et 27 mai les dates de la première et de la dernière
pluie circonscrivant la saison de pluies qui est entrecoupée d'une
petite saison sèche au mois de février. La saison sèche
s'étend donc du 28 mai au 21 septembre inclus soit au total 117 jours ou
près de 4 mois. Les données climatologiques1
proviennent des observations réalisées sur 30 ans de 1987
à 2017 à la station météorologique de Binza
à Kinshasa.
T°C Pmm T °C
150
125
100
75
50
25
0
Pmm
300
50
0
250
200
150
100
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
Figure I.1 : Diagramme ombro-thermique de la Ville
Province de Kinshasa
I.2.3. Topographie
Le bassin versant de la Lukunga peut-être
subdivisé en deux unités géomorphologiques (carte I.3): la
zone de plaine et la zone de collines.
? Zone de plaine : à proximité
du fleuve Congo, cette plaine est qualifiée de littorale, elle se
situé tout au Nord du bassin.
? Zone de collines : cette zone regroupe
différents types formes, il y a : des vallées à faible et
forte pente et collines à faible et forte pente. Cette classification a
tenu compte de l'équidistance entre les courbes de niveau.
20
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
Carte I.3. Topographie du bassin de la
Lukunga
En outre, certains niveaux du Secondaire sont
entièrement transformés en un sable sans cohérence qui
peut être surmonté d'horizons moins altérés.
21
I.2.4. Géologie
Le soubassement Précambrien affleure en aval de
Kinshasa à la hauteur des rapides situés au pied du Mont Ngaliema
ainsi qu'en amont de la N'Djili au Sud de Kinshasa. Ce substrat est
essentiellement composé de roches gréseuses rouges finement
stratifiées appartenant à la série de l'Inkisi, partie
supérieure du Système Schisto-gréseux. Ces couches
montrent par endroit un léger pendage, signe d'ondulations dans le
socle. Des inclinaisons de l'ordre de 5 à 10 degrés y ont
été mesurées. On reconnaît en outre à
l'échelle régionale, un ennoyage général de ce
système vers le Nord-Est avec une pente estimée à 3,7
%.
Non altéré dans sa masse, le Précambrien
se présente comme une roche résistante à l'érosion
mais striée de diaclases dont a profité le réseau
hydrographique pour s'implanter.
Le Précambrien est recouvert en discordance par un
ensemble Mésozoïque formé de grès tendres divers,
généralement roses ou mauves à la base, blancs dans la
partie supérieure. Des sondages au Nord de la ville ont atteint des
couches de Jurassique supérieur. Le Pool est lui-même bordé
d'affleurements de grès tendres blancs, d'âge
Crétacé, dénommés «falaises» (Gombe,
Brazzaville, falaises de Douvres). On retrouve des affleurements de ces
grès dans la vallée de la N'djili.
Dans les collines les plus élevées du site et
sous le plateau des Batéké, le Secondaire est recouvert de
Tertiaire. Au Quaternaire l'érosion a dégagé des niveaux
intermédiaires et créé d'anciens pools au fur et à
mesure de l'encaissement du réseau hydrographique. Ces surfaces sont
recouvertes de dépôts alluviaux et colluviaux. De ces niveaux
subsistent surtout la terrasse de 325 m, la plaine de Kinshasa et celle
«d'entre N'Djili et N'Sele». Sur la carte on a distingué les
zones en fonction de l'importance du recouvrement superficiel. On observe
également que la ville basse se trouve au niveau de la discordance entre
le Secondaire et le Précambrien. Il est impossible de cartographier
cette discordance avec précision par manque d'information.
On peut juste avancer que le Précambrien et le
Secondaire montrent des ondulations de surface, le contact entre ces
systèmes se fait selon une surface irrégulière et les
roches situées à son niveau ont subi une altération
intense.
La base du secondaire, constituée d'un grès
tendre mauve à rose, contient des grès à ciment silicieux.
Les grès blancs qui les surmontent peuvent être finement
stratifiés, sont souvent kaolineux et contiennent également des
zones silicifiées. Les silicifications observées ont le plus
souvent un caractère local qui en font de mauvais repères
géologiques. Leur résistance à l'altération en fait
cependant des roches résiduaires par excellence. On les rencontre sur
les bancs, en place dans les bancs ou encore épars et en débris
éclatés, voire en esquilles dans les alluvions. Il est souvent
difficile de leur attribuer un âge précis, ils rentrent dans
l'appellation globale, mais peu satisfaisante, de «grès polymorphes
».
A cet espace s'opposent les zones qui ont une pente
générale plus faible, où les effets du ruissellement sont
moins sensibles, pentes témoins de niveaux d'érosion anciens. La
carte «les
22
Le Cénozoïque couvre le Secondaire en
légère discordance. Sa base ou «Série des grès
polymorphes» est formée de grès tendres ou de sables
contenant d'importantes quantités de grès silicieux, très
résistants, d'âge paléogénique. La partie
supérieure appelée «Série des sables ocres»,
appartenant au Néogène, est essentiellement formée de
sables fins peu argileux, sans stratification apparente,
généralement ocres ou bruns foncés,
décolorés en surface et qui seraient d'origine fluviatile (De
Ploey J. Lepersonne J et Stoops G. 1968).
La présence des zones silicifiées rend la
série inférieure très résistante à
l'érosion ; un ressaut marqué apparaît dans les versants
sous la série des sables ocre. De tels versants ne se rencontrent pas
dans les limites de la carte vraisemblablement par absence de zones
silicifiées dans la série sur le site de l'agglomération
de Kinshasa.
A partir du Quaternaire les processus d'érosion sont
plus dynamiques que la sédimentation. Le climat joue un rôle
prépondérant. Cependant, le matériel relativement
homogène, sableux et gréseux, limite le nombre de formes
possibles. Deux variables doivent être prises en considération
dans l'étude du Quaternaire : le climat et le niveau de base.
Les séries climatiques envisagées fluctuent dans
le domaine tropical. C'est surtout l'intensité des précipitations
qui a réglé celle de l'érosion verticale. En outre le
régime du fleuve à Kinshasa est lié aux variations
climatiques continentales. La vigueur de l'érosion et son corollaire,
l'abaissement et le recul des rapides, dépendent donc des variations
climatiques d'ensemble au Quaternaire. Les dépôts superficiels,
alluvions et colluvions varient en fonction de la nature du couvert
végétal et des éléments climatiques, donc sont
également liés aux variations climatiques
générales.
La nature et la disposition des couches doivent être
aussi prises en compte, la résistance à l'érosion leur est
soumise. La rencontre de niveaux résistants lors du creusement
hydrographique a favorisé la formation de surface d'érosion et
des anciens pools qui auraient ainsi une origine structurale.
Après avoir retracé dans l'analyse du site les
principaux traits de la morphologie, on a reconstitué les surfaces
anciennes à différents niveaux (planche 7), tant dans la plaine
que dans la zone des collines. C'est ainsi que l'on constate que les
réseaux hydrographiques anciens sont, pour la plupart, orientés
conformément à l'actuel. C'est donc l'encaissement,
généralisé et par étapes, des cours d'eau qui a
façonné le paysage de Kinshasa.
On a en outre reporté l'ensemble des surfaces qui sont
soumises à l'érosion actuelle et considéré que
cette partie du relief de Kinshasa forme l'espace mobile du site.
L'érosion des versants raides apporte aux zones alluvionnaires des
matériaux qui remodèlent continuellement les fonds de
vallées. Cet espace mobile du site est dépendant du niveau de
base actuel du pool et de certains seuils, il est le plus difficile à
aménager. Ainsi, toute route qui l'utilise doit être
implantée avec prudence pour éviter qu'elle ne soit
mobilisée en même temps que son support lors d'une saison des
pluies particulièrement abondante par exemple.
23
éléments du site» est un assemblage de ces
deux types de surface. Elle permet de voir le découpage du site par
l'érosion et le partage en zones caractéristiques. Un tel
document doit être pris en sérieuse considération par les
aménageurs urbains pour établir les types d'affectation et les
aménagements qui conviennent le mieux aux espaces ainsi
délimités.
24
Source : CRGM, 2018
Carte I.4. Géologie de Kinshasa
25
I.2.5. Pédologie
Le sol est le produit de l'altération des roches sous
l'action du climat et des conditions biologiques du milieu. De ce fait, sa
nature et ses propriétés dépendent en grande partie de
celles des roches-mères.
Les caractéristiques des sols du bassin versant de la
Lukunga sont celles de la Ville-Province de Kinshasa et elles sont fonction de
la structure géomorphologique de l'endroit où l'on se trouve.
Ainsi, elles sont différentes sur le massif du Plateau des
Batéké, sur les collines, dans les plaines ou dans les
marécages.
La stratigraphie des couches pédologiques
décrites ci-dessus indique la nature des matériaux superficiels
qui ont servi de roches-mères à la formation des sols ou
pédogenèse de la région de Kinshasa. Or,
l'altération des grès aboutit principalement à la
formation des sables. Les sols de Kinshasa et donc du bassin versant de la
rivière Lukunga sont essentiellement constitués des sables fins
plus ou moins argileux, des sables moyens et des sables grossiers. Dans les
vallées et les dépressions marécageuses, ces sols sont
plus riches en argiles provenant de l'altération des grès
feldspathiques en milieu hydromorphe, de l'alluvionnement par les cours d'eau
et du colluvionnement par le ruissellement diffus. Les sols de ces sites sont
plutôt sablo-argileux. Les formations superficielles de la plaine sont
généralement sableuses, constituées de sables fins
très mal classés avec de gros grains et des débris du
« grès polymorphe ». De manière presque discontinue, on
trouve successivement dans le bassin versant de la rivière Lukunga :
1. Dans la zone de la plaine, on observe la
prédominance des formations à flots colluvio-alluviales. Il
s'agit des sols jeunes peu évolués ou regosols :
· Sols hydromorphes sur alluvions dans les bas-fonds ;
· Sols sur alluvions colluvions dans les vallées de
culture maraîchères ;
· Sols typiques remaniés caractéristiques des
espaces bâtis et lotis ;
2. Dans la zone collinaire, on trouve par endroit et de
manière discontinue, les formations suivantes :
· Des sols typiques remaniés dans les espaces
bâtis ;
· Des sols pénévolués modaux dans les
sommets des collines du Sud ;
· Des sols typiques indurés dans les lignes des
crêtes et les pentes des versants au Sud.
26
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
Carte I.5. Pédologie du bassin versant de la
Lukunga
27
I.2.6. Végétation
Les types des sols de la Ville-Province de Kinshasa
conditionnent les types de végétation qui y poussent et qui sont
constitués en règle générale de savanes
parsemées d'arbustes et entrecoupées de steppes et de galeries
forestières de faibles densité et dimensions (A. MUKENDI,
2009).
La Strate arbustive dont l'importance décroit avec
l'altitude est une forêt claire sèche en cours de
dégradation vers la savane aux côtés élevées.
Les essences constitutives sont des genres Syziquim macrocarpus,
Hymenocardia acida, Anona carysophyllas et Strickons
pungens (LELO NZ.F., 2008).
La Strate herbacée est subdivisée d'une part en
Strate herbacée supérieure représentée par les
genres Hyparenia, Sporobolus, Rynchelytrum et
Digitaria et de l'autre en Strate herbacée inférieure,
la plus dense (LELO NZ.F., 2008).
La végétation du bassin versant de la Lukunga a
évolué avec le temps. L'occupation anarchique du bassin s'est
caractérisée par la disparation de certaines espèces
végétales.
I.2.7. Hydrographie
Ce bassin est drainé par la rivière Lukunga qui
prend sa source dans la ligne de démarcation entre le quartier Ngomba
Kikusa dans la commune de Ngaliema et Mama Mobutu dans la commune de Mont
Ngafula et se jette sur le fleuve Congo aux environs du quartier CPA Mushie,
elle estlongue 13 Km. Ses affluents2 principaux sont les
rivières Mangungu, Binza, Kikusa.
2 Annexe 2
28
Carte I.6. Réseau hydrographique du bassin versant
de la Lukunga Source : Réalisée par l'auteur,
2018
29
I.2.8. Détermination des paramètres
caractéristiques du bassin versant I.2.8.1. Paramètres physiques
du Bassin versant
Les paramètres physiques du bassin versant
désignent un ensemble de caractéristiques physiographiques,
obtenues à partir de données cartographiques ou de mesures de
terrain et ils donnent un certain nombre d'information sur ce dernier.
1. La superficie du bassin versant (S)
Après délimitation de notre bassin versant
à partir du SRTM de 30m de résolution, en utilisant l'extension
Arc Hydro la surface du bassin versant a été
déterminée à partir de la table d'attribut du bassin
délimité sous Arc Gis exprimée en Ha. Cette superficie est
de 53 Km2.
2. Le Périmètre du bassin versant
(P)
La valeur du périmètre est
générée à partir du shapefile du bassin obtenu et
il s'exprime en Km. Cette valeur est de 53 Km.
3. Indice de compacité (KG)
Il est également appelé coefficient de forme. Il
est défini par le rapport du périmètre du bassin à
celui d'un cercle de même surface.
KG = 0,282 x P x S-1/2 = 1.997
4. Rectangle équivalent
C'est un rectangle qui a la même superficie, le même
indice de compacité, le même périmètre et la
même distribution hypsométrique que le Bassin Versant.
Il est composé des éléments suivants :
a. Longueur du bassin versant :"LBV".
??
L= v?? × ( ????
??,??????) × [?? + v?? - (??,??????
???? ) ]
=20.732 Km
b. Largeur du bassin versant (l)
??
l= v?? × ( ????
??,??????) × [?? - v?? - (??,??????
???? ) ]
=7.48 Km
30
5. Longueur du talweg principal du bassin versant
C'est la longueur de la rivière Lukunga. Elle mesure 12,30
Kim.
6. Coefficient d'allongement Ca : Il est obtenu
à partir de la relation :
??2
Ca =
??
= 2.8545
Avec L : longueur du Talwegs principal en Km.
S : surface du bassin versant en Km2
Ca : coefficient d'allongement
I.2.8.2. Paramètres morphologiques du bassin
versant
Le relief est un facteur essentiel, il détermine en grande
partie l'aptitude au ruissellement des eaux de surface. (Les
caractéristiques du relief sont représentées par le
tracé de la courbe hypsométrique et la courbe
altimétrique). (Figure I.2)
I.2.8.2.1. Etude des surfaces du bassin
versant.
1. Répartition des surfaces en fonction de
l'altitude3 :
Nous obtenons la répartition altimétrique des
surfaces du bassin, par planimètre de la surface comprise entre deux
courbes de niveau successives. La répartition des surfaces en fonction
de l'altitude nous permet de représenter les courbes suivantes :
? La courbe hypsométrique : Cette
courbe est représentée graphiquement sur la figure (I.2).
L'exploration de cette dernière montre une convexité vers le bas,
cela témoigne d'un pourcentage d'érosion faible dans le bassin
versant.
? La courbe de fréquence altimétrique :
La courbe de fréquence altimétrique est tracée
à partir du pourcentage des surfaces partielles cumulées
3 Annexe 3
31
575
550
525
500
475
450
425
400
375
350
325
300
275
250
0
5
25
15
20
20
35
75
65
55
45
60
80
40
30
50
70
85
95
90
100
600
Légende
Diagramme de fréquences Courbe hypsométrique
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
Figure I.2. La courbe hypsométrique et le
diagramme de fréquences altimétrique
2. Détermination des altitudes
A partir des courbes précédentes, nous
déterminons les altitudes correspondantes :
? L'altitude maximale (Hmax)
Elle correspond au point le plus élevé du bassin
versant.
Hmax = 600 m
? L'altitude minimale (Hmin)
Elle correspond au point le plus bas du bassin versant.
Hmin = 275 m
? L'altitude la plus
fréquente(Hfréq)
Elle correspond au maximum du diagramme des fréquences
altimétriques.
Hfréq = 525m
32
? L'altitude médiane (Hmed)
Elle correspond à l'ordonnée moyenne de la courbe
hypsométrique.
Hmed = 460m
? L'altitude moyenne
C'est le rapport de la somme des volumes partiels sur la surface
totale.
Hi*Si
Hmoy=ST
? Hi: altitude moyenne entre deux courbes de niveau en m
? Si: surface partielle comprise entre deux courbes de niveau en
Km2. ? ST: surface totale du bassin versant en Km2.
Tableau I.1. Calcul de la hauteur moyenne
|
Tranche d'altitude
|
Hi en m
|
Si en Km2
|
Hi*Si
|
|
400-350
|
375
|
6,101
|
2287,875
|
|
450-400
|
425
|
6,486
|
2756,55
|
|
500-450
|
475
|
2,64
|
1254
|
|
550-500
|
525
|
1,965
|
1031,625
|
|
600-550
|
575
|
3,606
|
2073,45
|
|
20,798
|
9403,5
|
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
9403.5
Hmoy=
20.798
= 452.13m
3. Les indices de pente :
La détermination des indices de pente, nous permettre
de caractériser les pentes du bassin versant, et de faire une
éventuelle comparaison, et classification à savoir indice de
pente globale et, indice de pente de roche
a. L'indice global de pente (Ig) : c'est
l'indice caractérisant le relief d'un bassin. Ig est
défini par la formule suivante :
33
=0.02766
=2.766% =27.66m/Km
Ig : exprimé en m/km
D : représente la
dénivelée, exprimée en m, séparant les altitudes
ayant approximativement 5% et 95% de la surface du bassin au-dessus d'elles ;
ces altitudes sont déterminées sur la courbe
hypsométrique.
L : longueur du rectangle équivalent,
exprimée en km. b. La dénivelée spécifique
(Ds) :
C'est le produit de l'indice global de pente par la racine
carrée de la superficie du By. Elle s'exprime en mètre et est
indépendante en théorie de l'aire du bassin. On peut distinguer
différentes classes de relief en fonction de Ds.
=126.14m
Tableau I.2. Deuxième classification de
l'O.R.S.T.O.M.
|
Relief très faible
|
DS<10m
|
|
Relief faible
|
10m<Ds<25m
|
|
Relief assez faible
|
25m<Ds<50m
|
|
Relief modéré
|
50m<Ds<100m
|
|
Relief assez fort
|
100m<Ds<250m
|
|
Relief fort
|
250m<Ds<500m
|
|
Relief très fort
|
Ds>500m
|
Source : Réalisée par l'auteur, 2018
| 
