1 Introduction

Unconfined aquifers with a naturally closed piezometric depression are frequent in the Sahel [2]. Their particular shape is usually explained by low evapotranspiration, slightly higher than recharge in the centre of the depression, and weak lateral groundwater flow due to low permeability [1]. Locally, eustatic fluctuations [7] or recent tectonics are possible causes.

In southwest Niger near Niamey, the piezometric depression of the Dantiandou kori (kori: dry valley in Niger) was identified in the 1960s [4]. Because pumping is limited and tectonic stable [10], evapotranspiration is the only possible explanation for this depression [13]. New data [8,14] represent about 15 000 level measurements from 200 wells and boreholes and more than 100 chemical and isotopic analyses acquired over a period of ten years [11–13]. This paper presents the main characteristics of this closed depression and changes that have taken place in recent decades.

2 Hydrogeological setting

The water table lies in the Continental Terminal, a silty to clayey Tertiary formation that outcrops over 150 000 km² in southwest Niger (Fig. 1). To the west, the Niger River erodes the Precambrian basement and is a natural outlet for groundwater. The climate is semi-arid, with an annual rainfall of 567 mm (90% between June and September) and a potential evapotranspiration of $2500\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$.

3 Hydrodynamics

During recent decades, there has been a steady rise in the water table over the whole area; land clearance increases crusting of the soil surface, which in turn increases surface runoff to the pools and subsequently groundwater recharge [14]. The mean rise, which was 3 m between 1960 and 2000, was of $0.20\mathrm{m}{\mathrm{yr}}^{-1}$ during the 1990s (locally between 0.01 and $0.45\mathrm{m}{\mathrm{yr}}^{-1}$; Fig. 2). Assuming porosity between 10 and 25%, the recent rise of $0.20\mathrm{m}{\mathrm{yr}}^{-1}$ implies an annual recharge equal to or higher than 20 and $50\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$. This is comparable with other estimates: 10 to $80\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$ [6] and $50\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$ [13] based on local water budgets. The long-term rise has slightly modified the shape of the piezometric depression; however, the rise means that the current recharge is not representative of the steady state.

4 Geochemistry

The stable isotope contents of groundwater varied between −5.8 and −2.9‰ vs VSMOW for $\delta {}^{18}\mathrm{O}$, and between −39 et −21‰ vs VSMOW for $\delta {}^2\mathrm{H}$ (respective means of −4.7 and −30‰); all samples were close to or between the Global and the Local Meteoric Water Lines (Fig. 3). This confirms that infiltration is rapid after rainfall. Moreover, there is no link between ¹⁸O and ²H contents and geography, potentiometric levels, water table depth (Fig. 3) or the ³H and ¹⁴C contents [8]. These characteristics suggest that groundwater has infiltrated under unchanged climatic conditions.

The ¹⁴C activities varied between 60.4±0.5 and 97.1 ±0.9 pmC (average 83.4 pmC). The ³H contents were low (maximum 4±1 TU) and 60% were below the detection threshold (2.1 TU). The independence of $\delta {}^{13}\mathrm{C}$, Ca²⁺ and ¹⁴C activity confirms the lack of carbonate influence; therefore ¹⁴C can be used as a tracer of the residence time in the aquifer. The model used for interpretation is derived from [12], but takes into account the increase in groundwater reserves:

$${\mathrm{An}}_i=\left[(1-\mathrm{Tr}){\mathrm{An}}_{\mathrm{i}-1}{\mathrm{e}}^{-\ln 2/\mathrm{T}}\left(1+\sum _{\mathrm{n}=1}^{\mathrm{i}-1}{S}_n\right)+(\mathrm{Tr}+{\mathrm{S}}_i){\mathrm{Ap}}_i\right]/\left[1+\sum _{\mathrm{n}=1}^i{S}_n\right]$$

where An_i is the radio-isotopic groundwater content in year i, Tr the annual renewal rate of groundwater, T the isotope half-life (12.43 yr for ³H, 5730 yr for ¹⁴C), Ap_i the radio-isotopic rainfall content in year i, S_n the rise in groundwater reserve for year n, compared with the initial reserve in 1950. Atmospheric values are taken from [12,15,17]. As ³H contents are low, this tracer only indicates a maximum renewal rate: Tr<0.30%. The median ¹⁴C activity gives a Tr comprised between 0.04 and 0.06% (Fig. 4), i.e., a median recharge between 1.2 and $4.5\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$. This value is representative for the steady state of the water table.

5 Discussion

Before 1960, the piezometric depression was located strictly below the Dantiandou valley and its hydrodynamics was in steady state [4,8]. Descriptions and photographs show the Dantiandou valley before 1950 as a narrow gallery forest [3,8]. Its conceptual functioning is shown in Fig. 5: deep recharge occurred at a few points and lateral flows were weak; the slight evaporation that occurred over the whole area is estimated at between 1 and $5\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$ for depths to the water table comprised between 5 and 25 m [5]. Transpiration was active below the dry valley, and its magnitude was probably much higher than evaporation (e.g., [16]). Neither capillary flow nor root extraction alter the isotopic signal, which agrees with the lack of evaporation feature in an ¹⁸O vs ²H diagram (Fig. 3).

6 Conclusion

Les nappes en creux, dépressions piézométriques naturelles, sont des structures fréquentes dans les grandes nappes libres sahéliennes [2], bien que rarement évoquées dans la littérature scientifique. Leur existence est le plus souvent expliquée par une évapotranspiration dominante au centre de la dépression, compensée par de faibles flux latéraux [1]. Localement, les variations eustatiques [7] ou l'impact de la tectonique récente sont des causes possibles.

Dans le Sud-Ouest du Niger, près de Niamey, la dépression piézométrique du kori de Dantiandou (kori : vallée sèche au Niger) a été identifiée au début des années 1960 [4]. La faiblesse des prélèvements anthropiques, estimés à $0,1\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$ vers 1960 [8], l'absence de tectonique récente [10] et l'éloignement océanique suggèrent une origine par évapotranspiration [13]. De nouvelles données [8,14] ont récemment complété celles accumulées depuis 10 ans sur la zone d'étude [11–13]. Le suivi piézométrique de près de 200 ouvrages (totalisant 15 000 mesures) ainsi qu'une centaine de nivellements permettent de préciser la morphologie de la dépression et les processus de recharge ; en parallèle, plus d'une centaine d'analyses chimiques et isotopiques ont été effectuées. Exploitant cette importante masse de données, cette note a pour objectif de présenter les caractéristiques originales de cette dépression et d'analyser son fonctionnement, ancien et actuel, à partir de l'interprétation critique des résultats hydrodynamiques et géochimiques.

L'aquifère de la nappe étudiée appartient au Continental terminal, une formation silto-argileuse d'âge Tertiaire [10], qui affleure sur près de 150 000 km² dans le Sud-Ouest du Niger (Fig. 1). En surface, le paysage présente une succession de plateaux latéritiques et de vallées ensablées, avec un dénivelé inférieur à 100 m ; le kori de Dantiandou est l'une de ces vallées sèches, héritées des périodes humides du Quaternaire. À l'ouest, le fleuve Niger érode le socle et constitue un exutoire naturel de la nappe. Le climat est semi-aride, avec une pluviométrie annuelle de 567 mm à Niamey (90 % entre juin et septembre) et une évapotranspiration potentielle de $2500\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$.

La piézométrie de la nappe est présentée sur la Fig. 1. À l'échelle de la zone d'étude, les gradients hydrauliques sont faibles, inférieurs à 1‰. La dépression piézométrique, alignée sur le kori de Dantiandou, présente une forme allongée sur près de 4000 km², pour un creux d'une dizaine de mètres (piézométrie de 186 m au centre, de 193 à 202 m sur les bordures). La profondeur de la nappe, comprise entre 55 et 75 m sous les plateaux latéritiques, varie de 25 à moins de 5 m sous les vallées sèches. L'épaisseur saturée de l'aquifère est en moyenne de 30 m. Le mur de la nappe est constitué d'une couche argileuse décamétrique continue, qui empêche toute drainance avec les aquifères captifs sous-jacents. L'estimation des propriétés hydrodynamiques de l'aquifère par une vingtaine d'essais de débits montre des transmissivités faibles, de l'ordre de 10⁻⁵ à ${10}^{-3}{\mathrm{m}}^2{\mathrm{s}}^{-1}$ [8]. Les caractéristiques physico-chimiques de la nappe ont été décrites par Favreau [8] et Leduc et Taupin [11]. La température des eaux est proche de 30 °C, le pH acide (5,0 à 6,0) et les conditions oxydantes (Eh variant de 300 à 500 mV). La minéralisation totale des eaux est faible, de l'ordre de $50\mathrm{mg}{\mathrm{l}}^{-1}$, de type nitraté-bicarbonaté, sodi-calcique. Les indices de saturation vis-à-vis des minéraux carbonatés sont très faibles (−5 à −3), en accord avec la nature strictement quartzo-kaolinique de l'aquifère.

L'analyse de la variation de la piézométrie à l'échelle saisonnière et interannuelle a permis de comprendre et de quantifier la recharge actuelle [6,13]. Pendant la saison des pluies, le ruissellement consécutif aux intenses précipitations se concentre dans des bas-fonds endoréiques et forme des mares temporaires, toujours en position perchée par rapport à la nappe. La vidange rapide de ces mares par infiltration crée des dômes piézométriques saisonniers à l'aplomb des mares, traduisant le caractère indirect de la recharge. La distribution des points de mesure avec ou sans fluctuation saisonnière de la piézométrie est indiquée sur la Fig. 1. Malgré l'existence de zones où les sites de recharge semblent particulièrement nombreux (par exemple, le kori de Dantiandou, le dôme piézométrique à l'est de Niamey), le caractère dispersé de la recharge est clairement mis en évidence par l'étroite imbrication des points avec ou sans fluctuation saisonnière. De manière surprenante, la piézométrie de la dépression ne semble donc pas directement liée à la localisation de la recharge.

Sur la zone d'étude, une hausse généralisée du niveau la nappe consécutive au déboisement a été mise en évidence [14] ; l'explication avancée en est que le déboisement a provoqué un encroûtement des sols, une augmentation du ruissellement et donc un afflux d'eau supplémentaire aux mares endoréiques, sites privilégiés de la recharge de la nappe. Cette hausse, proche de 3 m sur la période 1960–2000, s'est poursuivie même pendant les sécheresses majeures des années 1970 et 1980 ; elle s'est accélérée sur la dernière décennie, au cours de laquelle elle atteint en moyenne $0,20\mathrm{m}{\mathrm{an}}^{-1}$ (localement comprise entre 0,01 et $0,45\mathrm{m}{\mathrm{an}}^{-1}$). Dans l'ensemble, la morphologie de la dépression est restée similaire à celle du début des années 1960, lorsque la nappe était proche d'un régime permanent. Localement, des modifications significatives sont apparues. En particulier, l'axe de la dépression était au début des années 1960 strictement superposé à celui de la vallée du kori [4,8] ; de même, le dédoublement actuel du creux piézométrique au centre de la dépression (isopièzes 186 m) apparaı̂t comme une conséquence de la hausse récente de la nappe (Fig. 2). Une analyse détaillée des hausses interannuelles à l'échelle du degré-carré de Niamey (2–3°E, 13–14°N) montre que leur intensité est principalement liée à la variabilité spatiale des paramètres hydrodynamiques de l'aquifère [14]. En considérant une porosité totale de 10 à 25 %, l'intensité moyenne de la hausse récente ($0,20\mathrm{m}{\mathrm{an}}^{-1}$) équivaut à un taux de recharge d'au minimum 20 à $50\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$, si on néglige l'éventuel changement dans les faibles apports latéraux, estimés à environ 10 % du flux total en circulation par la modélisation des écoulements souterrains en régime permanent [8] (la hausse affecte l'ensemble de la nappe, y compris hors de la dépression piézométrique, et donc n'a pas significativement modifié les gradients hydrauliques). Cette gamme est comparable à celle de 10 à $80\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$, calculée par [6] à partir de bilans hydrologiques de bassins endoréiques de référence, et au chiffre de $50\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$, estimé par [13] à partir des fluctuations saisonnières de la piézométrie. Parce que les réserves de l'aquifère augmentent depuis plusieurs décennies, ces estimations ne traduisent cependant pas la recharge de la nappe à l'équilibre. La recharge à long terme sous couvert végétal naturel a été estimée à l'aide de traceurs isotopiques.

En nappe libre de milieu semi-aride, la géochimie permet souvent d'accéder à des informations à long terme sur la recharge des aquifères. Dans ce but, un échantillonnage d'eaux de la nappe pour mesures isotopiques (¹⁸O, ²H, ³H pour la molécule d'eau ; ¹⁴C, ¹³C pour le carbone inorganique dissous) a été effectué de 1993 à 1998 sur une trentaine de puits ou forages représentatifs [9], répartis sur l'ensemble de la dépression (Fig. 1). Les résultats analytiques sont disponibles dans la référence [8].

Les processus de recharge à long terme sont déduits des teneurs en isotopes stables de la molécule d'eau (¹⁸O et ²H). Les teneurs varient entre −5,8 et −2,9‰ vs VSMOW pour $\delta {}^{18}\mathrm{O}$, et entre −39 et −21‰ vs VSMOW pour $\delta {}^2\mathrm{H}$, pour des moyennes respectives de −4,7 et −30‰. Toutes se répartissent le long des droites météoriques mondiale et locale (Fig. 3). En contexte semi-aride, cette observation indique une recharge rapide après la pluie, sans fractionnement lié à l'évaporation, en cohérence avec le processus de recharge indirect identifié par l'étude hydrodynamique. À l'échelle de la dépression, il n'existe aucune répartition spatiale des teneurs en fonction de la piézométrie, ni distribution particulière des teneurs en fonction de la profondeur de la nappe (Fig. 3). Ces caractéristiques, ainsi que l'indépendance des teneurs en ¹⁸O et ²H avec les activités radioisotopiques (³H, ¹⁴C), suggèrent que la totalité des eaux de la nappe s'est infiltrée sous des conditions climatiques similaires à l'actuel.

La recharge à long terme est estimée à partir des radiochronomètres ¹⁴C et ³H. Des résultats préliminaires en ³H ont été discutés par [12] ; les résultats interprétés ici sont plus nombreux et concernent uniquement le secteur de la dépression (Fig. 1). Les activités en ¹⁴C sont comprises entre 60,4±0,5 et 97,1 ±0,9 pCm pour une valeur moyenne de 83,4 pCm (quartiles de 78,5, 84,3 et 88,9 pCm). Les teneurs en ³H sont faibles (maximum de 4±1 UT) et sont inférieures, pour 60 % d'entre elles, au seuil de détection (2,1 UT). L'indépendance des teneurs en $\delta {}^{13}\mathrm{C}$, Ca²⁺ et ¹⁴C confirme l'absence d'influence des carbonates sur les caractéristiques géochimiques des eaux ; l'activité en ¹⁴C est donc considérée comme représentative du temps de résidence dans l'aquifère. Comme pour l'ensemble des paramètres géochimiques, aucune relation n'apparaı̂t entre la composition chimique ou isotopique et la profondeur d'échantillonnage sous le niveau statique [8]. Pour cet aquifère, aucune stratification géochimique ne semble exister ; l'hypothèse d'un bon mélange vertical peut donc être considérée, en accord avec le processus de recharge massif et localisé identifié par hydrodynamique [6,13].

Le modèle utilisé pour déterminer le taux de renouvellement de l'aquifère est issu de [12], mais adapté au contexte d'une augmentation des réserves de l'aquifère :

Les teneurs faibles mesurées en ³H et sa courte période ne nous permettent de calculer qu'un seuil maximal du taux de renouvellement annuel (Tr<0,30 %). Pour des raisons opposées, la précision est meilleure avec le ¹⁴C : en considérant les incertitudes inhérentes au modèle (taux de renouvellement variable en fonction de la pluviométrie, variabilité des chroniques atmosphériques, incertitude dans l'augmentation relative des réserves), le taux de renouvellement annuel est compris entre 0,04 et 0,06 % pour la médiane des activités (Fig. 4). En retenant une épaisseur saturée de 30 m et une porosité totale de 10 à 25 %, la recharge médiane est de 1,2 à $4,5\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$ (Tr de 0,03 et 0,08 % pour les quartiles, soit 0,9 et $6,0\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$). Ces estimations de la recharge à long terme correspondent à une nappe à l'équilibre et sont logiquement inférieures à celles obtenues par approche hydrodynamique pour les années récentes.

Le fonctionnement de la dépression piézométrique du kori de Dantiandou a longtemps été un paradoxe. L'existence de la dépression ne peut s'expliquer que par une évapotranspiration supérieure à la recharge. Du fait de la profondeur de la nappe, le flux d'évaporation est limité à quelques $\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$ [5], ce qui est totalement incompatible avec la recharge actuelle, de l'ordre de 20 à $50\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$. La mise en évidence du régime transitoire de la dépression, en hausse depuis plusieurs décennies sous l'effet du déboisement, résout cette contradiction.

Dans les années 1960, la dépression piézométrique était alignée sur la vallée du kori de Dantiandou [4,8]. Alors qu'aujourd'hui, le kori apparaı̂t comme une succession de bas-fonds peu boisés, les photographies aériennes de 1950 et les descriptions antérieures montrent un kori très différent de l'actuel, assimilable à une étroite forêt-galerie [3,8]. L'hypothèse de fonctionnement à l'équilibre de la dépression, vers 1950, est schématisé sur la Fig. 5 : à de faibles flux latéraux et à des points de recharge localisés correspond un flux d'évaporation généralisé, qui est fonction de la profondeur de la nappe [5]. Ce flux d'évaporation, de l'ordre de 1 à $5\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$ pour des profondeurs de 5 à 25 m, est augmenté d'une transpiration active dans l'axe du kori, probablement très supérieure à la seule évaporation. Ainsi, au Burkina Faso, un peuplement de 24 Acacia albida par hectare prélève $37\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$ depuis une nappe située à 7 m [16]. Dans notre zone d'étude, les Acacia albida sont moins denses, mais atteignent de grandes profondeurs [14] ; s'y ajoutent des arbustes plus nombreux, mais de moindre dimension, dont la ponction dans la nappe ne doit exister que dans les vallées les plus creusées. Une quantification précise du changement de végétation depuis 50 ans et de son impact hydrologique reste cependant à faire. Tout comme l'exfiltration par ascension capillaire [7], l'extraction racinaire ne présente pas de caractère fractionnant vis-à-vis des isotopes (par exemple, [16]) : ces deux processus s'accordent avec l'absence de caractère évaporé des teneurs en ¹⁸O et ²H des eaux de la nappe (Fig. 3).

Ce schéma conceptuel d'une évapotranspiration dominante au centre de la nappe a été testé par une première modélisation numérique en régime permanent, représentant l'état piézométrique stable des années 1950–1960 [8]. Une piézométrie identique à celle de la dépression a été reconstituée, compatible avec la gamme des transmissivités de l'aquifère (10⁻⁵ à ${10}^{-3}{\mathrm{m}}^2{\mathrm{s}}^{-1}$), pour des flux exfiltrés dans l'axe du kori de 1 à $10\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$. Les flux de recharge simulés, de l'ordre du $\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$, sont en accord avec ceux obtenus par interprétation des teneurs radioisotopiques.

Dans les décennies suivantes, le déboisement et la mise en culture de terres nouvelles ont accru le ruissellement et donc l'infiltration sous les mares temporaires. L'augmentation de la recharge de la nappe est probablement de l'ordre d'un facteur 10 en 50 ans [14]. Les teneurs en ¹⁸O et ²H confirment l'infiltration indirecte identifiée par approche hydrodynamique ; le processus de recharge est donc resté identique.

Dans la dépression naturelle du kori de Dantiandou, la recharge ancienne de la nappe estimée à partir des radioisotopes (³H, ¹⁴C) était de l'ordre de 1 à $5\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$. La reprise évapotranspiratoire était du même ordre, mais légèrement supérieure, condition nécessaire à l'existence de la nappe en creux. Depuis 1950, la transformation radicale du milieu a bouleversé le fonctionnement hydrologique et accru la recharge de la nappe, jusqu'à atteindre la valeur actuelle, estimée à partir des données hydrodynamiques, de 20 à $50\mathrm{mm}{\mathrm{an}}^{-1}$.

Cette nappe en creux est la première au Sahel à présenter une hausse interannuelle. Ceci illustre de nouveau la nécessité de chroniques longues pour réellement comprendre et interpréter les mécanismes naturels. Cette étude permet surtout de rappeler l'intérêt de considérer l'environnement dans une perspective transitoire à l'échelle décennale, la situation actuelle n'étant pas compréhensible sans une restitution de son évolution depuis 1950. Parce qu'elle témoigne d'un bilan hydrologique révolu, la disparition de cette dépression piézométrique est probable dans les prochaines décennies.