UNIVERSITE DE TUNIS EL MANAR

FACULTE DES SCIENCES DE TUNIS

DEPARTEMENT DE GEOLOGIE

Thèse

Présentée pour l’obtention de diplôme de Doctorat en Géologie

Par

Mohamedou OULD BABA SY

THEME :

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RECHARGE ET PALEORECHARGE DU SYSTEME AQUIFERE DU

SAHARA SEPTENTRIONAL

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Soutenue le 29 janvier 2005 devant le Jury composé de :

M. GUEDDARI : Professeur à la Faculté des Sciences de Tunis : Président du Jury

M. BESBES : Professeur à l’ENIT : Directeur de thèse

A. BEN MAMMOU : Maître de Conférences à la Faculté des Sciences de Tunis : Rapporteur

R. BOUHLILA : Maître de Conférences à l’ENIT : Rapporteur

G. De MARSILY : Professeur à l’Université de Paris VI : Examinateur

Y. SOKONA : Secrétaire exécutif de l’Observatoire du Sahara et du Sahel : Invité

REMERCIEMENTS

Ce travail a pu être mené avec le soutien logistique de l’Observatoire du Sahara et du Sahel (OSS), dans le cadre du projet "Système Aquifère du Sahara et du Sahel (SASS)". L’Ex secrétaire exécutif de l’OSS, Monsieur Chedli FEZZANI et l’ensemble de l’équipe du SASS n’ont ménagé aucun effort pour m’aider à mener ce travail à terme. Il est donc pour moi un grand honneur et un réel plaisir de rendre hommage, témoigner ma profonde reconnaissance et formuler des remerciements aux personnes qui, d'une manière ou d'une autre, ont apporté leur soutien et contribué à finaliser ce travail.

Monsieur Mustapha BESBES, Professeur à l’Ecole Nationale d’Ingénieurs de Tunis, m’a fait

l’honneur de me compter parmi les chercheurs déjà nombreux qu’il dirigeait dans l’élaboration de leurs thèses. Je voudrais dire ici combien j’ai été touché par l’accueil extrêmement bienveillant qu’il m’a toujours réservé. Je demeure fasciné par ses qualités scientifiques et humaines qui font qu’il m’inspire profonde admiration et grand respect. Il m’a offert l’opportunité de réaliser ce travail de recherche et a bien voulu accepter de le diriger. C’est toujours avec beaucoup d’intérêt et de rigueur que le Professeur Mustapha BESBES a dirigé ce travail. Ses nombreux conseils me furent extrêmement précieux, ramenant mon attention aux problèmes essentiels, alors qu’elle se dispersait parfois dans une multitude de détails. Je lui dois beaucoup. Je tiens à lui exprimer ici ma profonde reconnaissance et mes sincères remerciements.

Je tiens à exprimer mes très vifs remerciements à tous mes enseignants de la filière géologie de la Faculté des Sciences de Tunis auxquels je dois beaucoup pour ma formation en géologie. Je remercie particulièrement le professeur Moncef GUEDDARI, dont j’avais suivi passionnément les cours, d’avoir accepté de juger ce travail et me faire l’honneur de présider mon Jury de thèse.

Mes vifs remerciements et mes respects les plus distingués vont à Monsieur Ghislain De MARSILY, Professeur à l’université de Paris VI pour avoir accepté d’examiner mon travail de thèse et de s’être déplacé pour assister à sa présentation et faire partie du Jury.

J’adresse ma profonde reconnaissance à Monsieur Abdalla BEN MAMMOU, Maître de Conférences à la Faculté des Sciences de Tunis, dont j’avais suivi avec grand intérêt les séances de travaux pratiques, pour son soutien, l’intérêt qu’il a toujours montré pour mon sujet d’étude et sa disponibilité aux discussions que nous avons eu à mener ; ses conseils précieux m’ont été d’un grand intérêt. Je le remercie également d’avoir accepté de juger ce travail et de faire partie du Jury de ma thèse.

Mes vifs remerciements vont également à Madame Rachida BOUHLILA, Maître de Conférences à l’Ecole Nationale d’Ingénieurs de Tunis, pour son soutien et ses encouragements. Les discussions que nous avons eu à mener m’ont été d’un grand intérêt. Je la remercie également d’avoir accepté de juger ce travail et de faire partie du Jury de ma thèse.

Je remercie très vivement Monsieur Youba SOKONA, Secrétaire exécutif de l’OSS, de m ‘accepter dans son établissement. Je le remercie également d’avoir bien voulu juger ce travail et de faire partie du Jury de ma thèse.

Je tiens à remercier très vivement l’ensemble de l’équipe SASS. Je remercie vivement

Monsieur Djamel LATRECH, Coordinateur régional du projet SASS, pour son soutien, sa sympathie et ses encouragements. Je remercie Monsieur Ahmed MAMOU, Conseiller Scientifique à l’OSS, qui n’a jamais ménagé ses efforts pour m’aider à la réalisation de ce travail. Mes remerciements vont également à Madame Wafa JOUINI, assistante du projet SASS, pour ses encouragements amicaux, sa sympathie et les services rendus. Je me réjouis de cet esprit d’équipe que nous avons su créer qui rend le cadre de travail très agréable. Je leur exprime toute ma reconnaissance pour tout ce qu’ils m’ont apporté.

Madame Mounira ZAMMOURI qui, d’une certaine manière, a aussi contribué à l’élaboration de ce travail. J’ai beaucoup appris des discussions que nous avons eu à mener ensemble. Je la remercie vivement pour son aide et ses encouragements amicaux.

Je remercie Monsieur Taha OUARDA, Professeur à l’INRS-EAU (Canada) pour avoir accepté de lire ce mémoire et donner son avis. Ses remarques et suggestions for intéressantes m’ont été très utiles. Je lui adresse toute ma reconnaissance.

Je remercie l’ensemble du personnel de la Direction Générale des Ressources en Eau (DGRE) de Tunisie. Je remercie Monsieur Djemili El BATTI en sa qualité d’Ex Directeur. Je remercie Monsieur Rachid KHANFIR pour sa gentillesse et pour m’avoir facilité mes démarches au sein de la DGRE. J'associe à ces remerciements Monsieur R. KALLEL, Monsieur S. BOUZAIANE, Monsieur GHORBAL, Monsieur BOUGERRA, Madame HINDA, Madame F. HORRICHE, Madame Y. BEN SALAH, Madame H. LEBBENE, Monsieur BECHIR et Madame LEILA, pour les services qu'ils m'ont rendus.

Monsieur TAÏBI Rachid, Directeur Général de l’Agence Nationale des Ressources Hydraulique (ANRH) d’Alger, ayant déjà fait lui aussi preuve de gentillesse pour m’avoir facilité mes démarches au sein de l’ANRH. Qu’il reçoit, ici, mes vifs remerciements.

Je remercie mon ami LARBES Ali qui m’a beaucoup aidé dans mes démarches au sein de l’ANRH. Mes vifs remerciements vont à Monsieur ABDOUS Belkhacem qui m’a beaucoup appris en SIG, pour son aide et les services rendus. J'associe à ces remerciements le personnel de l’ANRH : Monsieur ALILI Djemel, Monsieur AREZKI Ould Amara, Monsieur BEHLOULI Larbi, Madame ABDA Lseridi, Monsieur AFNES Zidane, Mademoiselle BENATTIA Naïma, Monsieur BENCHABANE Tahar, Madame BIOUT Fatouma, Mademoiselle BOUCHEMA Faiza, Monsieur AYED, Madame AÏCHA et Madame NASSIRA qui m’ont beaucoup aidé lors de ma mission à l’ANRH.

Monsieur Omar SALEM, Directeur Général de la "GENERAL WATER AUTHORITY (GWA) en Libye", a lui aussi fait preuve de gentillesse pour avoir facilité mes démarches au sein de la GWA. Qu’il reçoit, ici, mes vifs remerciements. Je remercie Monsieur Sadok KADRI, Monsieur Sliman BAROUNI, Monsieur Abdalla SONNI, Monsieur ACEM, Monsieur Ali DOMA et Monsieur Mehdi El MEJREBI pour les services qu’ils m’ont rendus lors de ma mission à la GWA.

Mes vifs remerciements vont également à l’ensemble des professeurs et chercheurs du Laboratoire de Modélisation en Hydraulique et Environnement de l’ENIT pour m ‘avoir accepté en son sein. Je leur remercie du soutien qu’ils m’ont accordé et de leurs encouragements pendant les nombreuses années que j’y ai passé. Je leur adresse à tous (Z. BARGAOUI, J. CHAHED, M. DJEBBI, M. MOUSSA, K. MRABET, H. SHAYEB, K. MAALEL, S. RAIS, R. ZGOULLI, Z. HAFSIA) ma profonde reconnaissance. Je remercie, M. CHERNI et SOUAD pour les services qu’ils m’ont rendus.

Mes remerciements vont également à tous mes amis que j'ai connu au sein de l’Observatoire du Sahara et du Sahel. Je les remercie tous (T. BENNOUNA, H. BEN YAHYATEN, M. BOUZID, DONIA, F. DEBBABI, M. EL GUERROUJ, W. ESSAHLI, FETHI, H. HINDI, A. ISSA, S. JAUFFRET, B. LATIFA, B. MOURAD, B.O. OLFA, NEBIL, RAFIK, M. TALBI, A. THAROUET, SONIA, I. VOSS, et L. XAVIER) pour leur sympathie et leurs encouragements.

J'exprime ma profonde gratitude à mes amis (es) D. KANDE, D. OUMAR, D. BARHIMA, A. KINGUMNI, M. JERÔME, Y. NAZOUMOU, P. GAYE, A. DICKO, K. KHARACHI, T. IBRA, T. SAMBA, S. DAOUDA, T. BEBE, N. KADJI, T. OUMOU, D. ZEINABOU et autres. Je les remercie pour leur amitié et leur soutien.

Par crainte d'avoir oublié quelqu'un, que tous ceux et toutes celles dont je suis redevable se

voient ici vivement remerciés. Je suis redevable à mes parents, mes frères et sœurs, mes oncles et tantes, mes cousins et cousines, que chacun se sente ici vivement remercié pour son amour et son soutien.

RESUME Le Système Aquifère du Sahara Septentrional (SASS) s’étend sur 1.100.000 km2

entre l’Algérie, la Libye et la Tunisie. Il est constitué de deux principales couches aquifères : le Continental Intercalaire et le Complexe terminal qui renferment d'importantes réserves évaluées à 30.000×109 m3 d'eaux souterraines dont l’accumulation ne peut être expliquée par le climat actuel ; la recharge actuelle n’étant que de 1×109 m3/an. Diverses thèses ont été émises concernant la recharge ou la paléorecharge des nappes sahariennes. Certains chercheurs de la zone aride considèrent que les nappes sahariennes sont fossiles et ne sont plus alimentées de nos jours. La thèse de l’alimentation actuelle des nappes est défendue par d’autres pour qui elle s’effectuerait à l’occasion de conditions climatiques favorables.

Notre étude de la recharge du SASS s’appuie sur trois principaux outils : a) le modèle de simulation du système aquifère multicouche du SASS utilisé pour reconstituer le comportement ancien du système; b) le résultats des analyses isotopiques effectuées dans la région traduites sous forme de cartes des âges des eaux; c) la modélisation des précipitations efficaces et de l’infiltration des crues d’oueds sur les zones d’affleurements perméables utiles des aquifères.

La cartographie des activités en 14C mesurées aux forages, traduite en âges-équivalents des eaux souterraines reflète, fidèlement, le schéma hydrodynamique des aquifères du Sahara septentrional. La répartition spatiale des âges au 14C révèle qu’aux zones de recharge les eaux sont jeunes, témoignant d’une alimentation actuelle. Les âges évoluent des zones de recharge vers les exutoires où les eaux sont plus anciennes indiquant une convergence vers ces derniers. De l’ordre de 500 ans près des aires d’alimentation possible, ces âges atteignent jusqu’à 40000 ans aux zones d’exutoires situées à 500 km des zones de recharge.

L’hypothèse du tarissement pur des nappes du Sahara depuis le début de l’Holocène (10000 ans BP) sans recharge, développée par certains chercheurs, a fait l’objet d’une étude particulière. Sur le modèle SASS, est établi un état naturel de référence sans pompages daté de l’an 1900. Au début de l’Holocène, les nappes étaient saturées. Pour reconstituer l’état piézométrique permanent des nappes à cette époque, les charges hydrauliques aux limites (affleurements perméables des reliefs périphériques) sont fixées aux altitudes du terrain naturel, ce qui représente là une surélévation des niveaux de 150 à 300 m. Le bilan calculé à cette époque indique une alimentation des nappes égale à 2.5×109 m3/an. L’étude du tarissement des nappes sur les 10000 dernières années avec des conditions de recharge nulle montre que les niveaux piézométriques calculés à la date témoin (année 1900) sont considérablement inférieurs aux valeurs de référence observées, les écarts allant jusqu’à 300 m aux zones d’alimentation de l’Atlas saharien. Ces résultats, obtenus sur un modèle de simulation dont les paramètres ont par ailleurs fait l’objet d’un calage sur des séries historiques conséquentes, nous ont amenés à abandonner l’hypothèse d’un comportement en tarissement pur des nappes sahariennes. La distribution des niveaux des nappes ne peut donc s’expliquer que par une recharge actuelle en conformité avec les gradients hydrauliques observés.

La modélisation hydrologique de la recharge utilise des modèles à réservoirs sur les affleurements perméables du Continental Intercalaire dans l’Atlas saharien, principale zone d’alimentation. Sur les 13 bassins-versants que compte cette région, seuls deux présentent des observations hydrométriques. Utilisant des données hydropluviométriques journalières, les modèles ont été calés et validés sur ces deux bassins, ce qui a permis d’identifier un jeu de paramètres adopté pour les bassins analogues. Les résultats obtenus permettent d’estimer le débit d’alimentation provenant de l’Atlas saharien à 7 m3/s. Cette estimation est proche des valeurs traditionnellement admises ici, qui se situent dans la fourchette de 4 à 8 m3/s.

SOMMAIRE Pages

INTRODUCTION GENERALE............................................................................................... 1

PREMIERE PARTIE : LA RECHARGE DU SYSTEME AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL (SASS) : ETAT DE L’ART .......... 3

RESUME DE LA PREMIERE PARTIE ............................................................................. 4

Chap.1 : RECHARGE OU PALEORECHARGE : THESES SUR L’ALIMENTATION DES NAPPES SAHARIENNES............................................................................................... 5

Introduction .......................................................................................................................... 5

1.1. Caractéristiques générales du Sahara .................................................................... 5 1.1.1. L’Aridité .............................................................................................................. 5 1.1.2. Climatologie......................................................................................................... 6 1.1.3. Formations et nappes aquifères .............................................................................. 8 1.1.4. Morphologie (ergs, oueds, chotts…)...................................................................... 8

1.2. Paléorecharge : la thèse des nappes fossiles......................................................... 10 1.2.1. Quelles sont les ressources en eau non renouvelables ?.......................................... 11 1.2.2. L'exploitation minière d'eau souterraine................................................................ 12 1.2.3. Les gradients fossiles : ........................................................................................ 13

1.3. Recharge actuelle : conditions et représentations ............................................... 14

Conclusion........................................................................................................................... 16

Chap.2 : LES VARIATIONS CLIMATIQUES DU SAHARA ET LEUR IMPACT SUR LA RECHARGE DES NAPPES................................................................................................... 17

Introduction ........................................................................................................................ 17

2.1. Les variations paléoclimatiques du Sahara ......................................................... 17 2.1.1. Les variations du niveau de la mer et de la température de surface de la terre ............... 17 2.1.2. Les variations des précipitations dans la zone intertropicale ......................................... 19 2.1.3. Les variations de l'hydrologie de la Méditerranée ....................................................... 25

2.2. Interprétations des variations climatiques................................................................ 26 2.2.1. Un Sahara relativement humide au Pléistocène supérieur (40.000 à 20.000 ans B.P.).... 26 2.2.2. Le déplacement vers le Sud des zones climatiques en relation avec l’accentuation du froid (20.000 – 12.000 B.P.) ........................................................................................................ 27 2.2.3. Les changements climatiques majeurs de l’Holocène inférieur 11.000 à 6.000 ans B.P. . 29 2.2.4. Etablissement du climat actuel : 6.000 ans à 0 an B.P. ................................................ 31

2.3. Les causes probables de ces changements climatiques ....................................... 32 2.3.1. Les modifications des caractéristiques du jet-stream aux différentes époques ................ 33 2.3.2. Intervention d’autres facteurs.................................................................................... 34

Conclusion........................................................................................................................... 35

Chap.3 : LE SYSTEME AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL : UN IMMENSE RESERVOIR A STRUCTURE MULTICOUCHE ........................................... 37

Introduction ........................................................................................................................ 37

3.1. Description des principales formations du Sahara septentrional...................... 37 3.1.1. Le Continental intercalaire................................................................................... 38 3.1.2. Le Complexe terminal ......................................................................................... 44

3.2. Schématisation du multicouche saharien (OSS, 2003a et 2003b) ...................... 46

3.3. Estimation des réserves.......................................................................................... 49 3.3.1. Calcul des réserves du CI .................................................................................... 49 3.3.2. Calcul des réserves du CT ................................................................................... 50

Conclusion........................................................................................................................... 53

Chap.4 : ESTIMATIONS DE LA RECHARGE DU SASS : ETAT DE L’ART ................. 54

Introduction ........................................................................................................................ 54

4.1. Approche hydrologique ......................................................................................... 54

4.2. Approche géochimique .......................................................................................... 58

4.3. Approche hydrodynamique................................................................................... 59

4.4. Modèles mathématiques ........................................................................................ 61

Conclusion........................................................................................................................... 65

DEUXIEME PARTIE : LES CONDITIONS GENERALES DE LA RECHARGE DU SASS ................................................................................................... 66

RESUME DE LA DEUXIEME PARTIE........................................................................... 67

Chap.5 : LES CONDITIONS GEOLOGIQUES DE LA RECHARGE DU SYSTEME AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL.................................................................... 68

Introduction ........................................................................................................................ 68

5.1. Géométrie des aquifères aux zones de recharge du CI ....................................... 68 5.1.1. Atlas saharien et Grand Erg Occidental ................................................................ 68 5.1.2. Dahar ................................................................................................................. 70 5.1.3 Tinrhert - Sud Libye............................................................................................ 71 5.1.4 Jabal Nefusa ....................................................................................................... 71 5.1.5 Jabal Hassawna................................................................................................... 72

5.2. Géométrie des aquifères aux zones de recharge du CT...................................... 72 5.2.1. Dahar ................................................................................................................. 72 5.2.2. Jabal Nefusa ....................................................................................................... 72 5.2.3 Grand Erg Oriental.............................................................................................. 72 5.2.4. Carbonates du Mzab............................................................................................ 73

5.3. Description des zones d’affleurements correspondant à chaque secteur.......... 73 5.3.1. Affleurements du Continental intercalaire............................................................. 73 5.3.2. Affleurements du Complexe terminal ................................................................... 75

5.4. Le concept d’affleurement perméable "utile"..................................................... 77 5.4.1. Nappe du CI ....................................................................................................... 77 5.4.2. Nappe du CT ...................................................................................................... 78

Conclusion........................................................................................................................... 79

Chap.6 : CONDITIONS HYDROPLUVIOMETRIQUES DU SAHARA SEPTENTRIONAL................................................................................................................. 80

Introduction ........................................................................................................................ 80

6.1. Etude sommaire du réseau hydrographique et des divers bassins-versants du Sahara septentrional .......................................................................................................... 80

6.1.1. Bassin de la Saoura .................................................................................................. 80 6.1.2. Bassins du Melrhir ................................................................................................... 85

6.2. Les pluies et le ruissellement ................................................................................. 92 6.2.1. Pluviométrie ............................................................................................................ 92 6.2.2. Hydrométrie ............................................................................................................ 98

Conclusion......................................................................................................................... 102

Chap.7 : L’INFILTRATION ET LA RECHARGE DES NAPPES DU SAHARA SEPTENTRIONAL............................................................................................................... 103

Introduction ...................................................................................................................... 103

7.1. Les phénomènes de ruissellement – infiltration dans le domaine du SASS......... 103 7.1.1. Application à l’estimation du ruissellement sur l’Atlas saharien ................................ 105 7.1.2. Application à l’estimation du ruissellement sur l’ensemble du bassin du SASS ..... 107

7.2. Aires de recharge et infiltration directe aux affleurements .................................. 111 7.2.1. Nappe du CI ..................................................................................................... 112 7.2.2. Nappe du CT .................................................................................................... 114

Conclusion......................................................................................................................... 116

Chap.8 : CONDITIONS HYDRODYNAMIQUES DE LA RECHARGE DU SASS ........ 117

Introduction ...................................................................................................................... 117

8.1. Piézométrie des nappes du Sahara septentrional .............................................. 117 8.1.1. Piézométrie du Continental intercalaire ............................................................. 117 8.1.2. Piézométrie du complexe terminal..................................................................... 118

8.2. Flux de transit aux zones de recharge du Continental intercalaire................. 119 8.2.1. Atlas et Grand Erg Occidental ........................................................................... 119 8.2.2. Le Dahar .......................................................................................................... 120 8.2.3. Le J. Nefusa ..................................................................................................... 121 8.2.4. Le Tinrhert ....................................................................................................... 121

8.3. Flux de transit aux zones de recharge du CT .................................................... 121 8.3.1. L’Atlas saharien................................................................................................ 121 8.3.2. Le Dahar .......................................................................................................... 122 8.3.3. Le Jebel Nefusa ................................................................................................ 122 8.3.4. Zone de Mzab................................................................................................... 122

8.3.5. Zone de Tademaït ............................................................................................. 123 8.3.6. Zone Sud Libye-Tinrhert ................................................................................... 123 8.3.7. Zone Nord des chotts algériens .......................................................................... 124 8.3.8. Zone Nord des chotts tunisiens .......................................................................... 124

8.4. Synthèse des résultats........................................................................................... 124

Conclusion......................................................................................................................... 125

Chap.9 : LES CONDITIONS GEOCHIMIQUES DE LA RECHARGE DU SASS ..... 126

Introduction ...................................................................................................................... 126

9.1. Qualité chimique des eaux.................................................................................. 126 9.1.1. Données utilisées ............................................................................................. 126 9.1.2. Evolution de la salinité des nappes du Complexe Terminal .................................. 126 9.1.3. Evolution de la salinité des nappes du Continental Intercalaire............................. 127

9.2. Les isotopes et leurs apports dans l’étude des nappes du Sahara septentrional 128 9.2.1. Les isotopes...................................................................................................... 128 9.2.2. Discussion des données isotopiques ................................................................... 131 9.2.3. Intégration de la datation par le radiocarbone dans le schéma hydrodynamique des aquifères du Sahara septentrional ....................................................................................... 140

Conclusion......................................................................................................................... 145

TROISIEME PARTIE : RECHARGE ET PALEORECHARGE DU SASS : MODELISATION HYDRODYNAMIQUE .................................................................. 146

RESUME DE LA TROISIEME PARTIE ........................................................................ 147

Chap.10 : LE MODELE DU SASS ET LA REPRESENTATION DE LA RECHARGE 148

Introduction ...................................................................................................................... 148

10.1. Construction du modèle du SASS................................................................... 148 10.1.1. Structure générale du modèle ................................................................................ 148 10.1.2. Extension et délimitation des couches.................................................................... 148 10.1.3. Discrétisation de l’espace et Modèle mathématique ................................................ 149 10.1.4. Le Logiciel de Simulation..................................................................................... 150 10.1.5. Les conditions aux limites du modèle .................................................................... 150

10.2. Calage du modèle ............................................................................................. 152 10.2.1. Calage du modèle en régime permanent................................................................. 153 10.2.2. Calage du modèle en régime transitoire ................................................................. 155 10.2.3. Résultats du calage en régime transitoire ............................................................... 156

Conclusion......................................................................................................................... 157

Chap.11 : LES IMPACTS D’UNE AUTRE CONFIGURATION DE LA RECHARGE SUR LE MODELE DU SASS............................................................................................... 158

Introduction ...................................................................................................................... 158

11.1. Evaluation de la recharge et comparaison avec le modèle SASS................. 158

11.2. Nouvelle configuration de la recharge appliquée au modèle SASS............. 160

11.3. Evaluation et résultats du modèle R-SASS.................................................... 164 11.3.1. Evaluation du calage ......................................................................................... 164 11.3.2. Résultats du modèle R-SASS.................................................................................. 166

11.4. Etat récapitulatif des calculs de la recharge du SASS .................................. 171

Conclusion......................................................................................................................... 172

Chap.12 : SIMULATION D’UNE PALEORECHARGE DU SASS............................ 173

Introduction ...................................................................................................................... 173

12.1. Le régime naturel 1900 .......................................................................................... 173

12.2. Le régime permanent au début de l’Holocène..................................................... 174

12.3. Analyse du tarissement des aquifères : hypothèse de recharge nulle................. 176 12.3.1. Tarissement d’un réservoir linéaire......................................................................... 177 12.3.2. Application du tarissement sur l’Atlas saharien et sur l’Adrar Ben Drich .................. 178

12.4. Régime transitoire depuis le début de l’Holocène ................................................ 183

12.5. Comparaison entre l’état 1900 et la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène.......................................................................................................................... 186

Conclusion......................................................................................................................... 188

QUATRIEME PARTIE : MODELISATION HYDROLOGIQUE DE LA RECHARGE DU SASS ................................................................................................. 189

RESUME DE LA QUATRIEME PARTIE ...................................................................... 190

Chap.13 : UN MODELE HYDROLOGIQUE A RESERVOIRS POUR REPRESENTER LA RECHARGE DU SASS..................................................................... 191

Introduction ...................................................................................................................... 191

13.1. Le modèle d’infiltration ................................................................................... 191 13.1.1. Données du modèle............................................................................................... 192 13.1.2. Calage du modèle ............................................................................................ 195 13.1.3. Résultats du modèle ......................................................................................... 195

13.2. Estimation de l’infiltration dans les affleurements du CI des bassins du versant Sud de l’Atlas saharien....................................................................................... 198

Conclusion......................................................................................................................... 202

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS.............................................................................. 203

Introduction ...................................................................................................................... 203

14.1. Modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued............................... 203

14.2. Données, calage et résultats du modèle ............................................................... 209

14.3. Calcul de l’infiltration aux bassins-versants non contrôlés............................... 213

Conclusion......................................................................................................................... 214

Chap.15 : MODELE D’INFILTRATION DES CRUES D’OUEDS EN REGION SAHARIENNE...................................................................................................................... 215

Introduction ...................................................................................................................... 215

15.1. Le logiciel PICORS .......................................................................................... 215 15.1.1. Principe du modèle............................................................................................... 215 15.1.2. Le concept de fonction production......................................................................... 215 15.1.3. Fonctionnement du réservoir de bilan .................................................................... 216 15.1.4. Fonctionnement du réservoir de transfert .............................................................. 216 15.1.5. La fonction Bief.............................................................................................. 216 15.1.6. Paramètres du modèle .......................................................................................... 217

15.2. Application sur les crues de l’Atlas saharien..................................................... 218 15.2.1. Discrétisation des lits d’oueds et tests de sensibilité................................................. 218 15.2.2. Estimation de l’infiltration dans les oueds............................................................... 224

Conclusion......................................................................................................................... 235

Chap.16 : RECHARGE DANS L’ATLAS SAHARIEN : BILAN ET SYNTHESE .... 236

Introduction ...................................................................................................................... 236

16.1. Rappels des estimations du débit d’alimentation de la nappe du CI provenant du piémont de l’Atlas saharien..................................................................... 236

16.2. Evaluation du débit d’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien 238

16.3. Discussion des résultats.......................................................................................... 241 16.3.1. Comparaison des pluies aux stations aux pluies du bassin-versant sur la période 1926-1950................................................................................................................................. 245 16.3.2. Comparaison des pluies aux stations aux pluies du bassin-versant sur la période 1965-1995................................................................................................................................. 245 16.3.3. Comparaison des pluies entre les périodes 1926-1950 et .......................................... 245 1965-1995 ........................................................................................................................ 245

Conclusion......................................................................................................................... 246

CONCLUSION GENERALE ................................................................................................... 248

BIBLIOGRAPHIE ..................................................................................................................... 250

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INTRODUCTION GENERALE Avec près d’un million de km2 de superficie, le Sahara septentrional, qui s’étend d’Ouest en Est entre l’Algérie, la Tunisie et la Libye, est l’un des plus grands déserts au monde. Les hydrogéologues ayant mené des investigations dans les régions désertiques reconnaissent qu’elles recèlent d’énormes réserves d’eaux souterraines, mais deux principales thèses émergent quant à l’alimentation des nappes sahariennes. Certains s’accordent à dire que leurs eaux sont héritées de périodes plus humides ; alors que pour d’autres, ces nappes peuvent encore être actuellement alimentées lorsque certaines conditions sont réunies. Cette question de la recharge et de la paléorecharge fait l’objet d’un intérêt scientifique depuis plusieurs décennies. Pour le Sahara septentrional, si l’existence d’une recharge actuelle est admise, sa quantification n’est que difficilement appréciée et ne dégage, jusque-là, que peu d’indications précises. Les estimations faites par les méthodes classiques restent approximatives, et ce sont les chiffres arrêtés par les modèles qui semblent être plus raisonnables.

Aussi, l’étude de la recharge et de la paléorecharge s’inscrit dans une problématique scientifique qui n’a, à ce jour, pas encore été abordée dans son intégralité sur le domaine du Sahara septentrional. En effet, aussi bien l’approche de l’ERESS (recharge actuelle restituée par calage des modèles) que celle de PIZZI et SARTOLI (tarissement pur depuis 10000 ans) ne paraissent pouvoir être durablement acceptées. Etait–il nécessaire, alors, de pouvoir appréhender la question de la recharge des nappes du Sahara avec un peu plus de recul ?

C’est dans cette perspective que nous avons envisagé, en tout état de cause, de tenter d’approcher les ordres de grandeur du phénomène.

Pour étudier avec précision la question de la recharge actuelle, la démarche adoptée dans ce travail est scindée en quatre parties. Dans la première partie, groupant 4 chapitres, nous abordons d’abord l’état de l’art concernant la recharge du Système Aquifère du Sahara Septentrional (SASS). D’emblée, le premier chapitre aborde les thèses sur l’alimentation des nappes sahariennes. Les caractéristiques générales du Sahara y sont présentées, la paléorecharge et la recharge, explicitement traitées.

Le second chapitre exposera les variations paléoclimatiques du Sahara et la recharge. Des interprétations de ces phénomènes seront avancées et leurs causes évoquées.

La définition du système aquifère du Sahara septentrional qui est notre domaine

d’étude sera apportée dans le chapitre 3. On procédera à la description de ses principales formations, à la schématisation du système multicouche et à l’estimation des réserves.

Dans le chapitre 4, nous passerons en revue les diverses estimations de la recharge

des nappes du Sahara septentrional, en exposant les approches utilisées. Il s’agira alors de présenter l’état de l’art.

Dans la deuxième partie, composée de 5 chapitres (chapitres 5 à 9), nous traiterons

les conditions générales de la recharge. Le chapitre 5 est consacré à l’étude des conditions géologiques de la recharge des aquifères du Sahara septentrional. La géométrie des aquifères aux zones de recharge du CI et du CT, ainsi que les zones d’affleurement correspondant à chaque secteur y seront décrites. On introduira, ici, le concept "d’affleurement perméable utile" pour qualifier les aires de recharge effective. C’est la faisabilité géologique de la recharge.

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Les conditions hydropluviométriques de la recharge seront abordées dans le chapitre 6. Il y sera question d’étudier le réseau hydrographique et les bassins-versants, ainsi que les pluies et le ruissellement dans le Sahara septentrional. C’est la faisabilité hydrologique de la recharge.

Dans le chapitre 7, nous procéderons aux calculs de l’infiltration aux zones de

recharge des nappes, en dissociant celle qui s’effectue directement à partir de la pluie sur les affleurements de celle qui a lieu à partir du ruissellement dans les oueds.

Le chapitre 8 traitera la faisabilité hydrodynamique de la recharge. Il s’agira de

caractériser la recharge par des flux de transit. La faisabilité géochimique de la recharge sera mise en évidence dans le chapitre 9. La recharge y sera caractérisée par les gradients de salinité des eaux et leurs cachets isotopiques.

La troisième partie de ce travail, englobant les chapitres 10, 11 et 12 est consacrée à

la modélisation hydrodynamique de la recharge et paléorecharge du Système Aquifère du Sahara Septentrional. Pour ce faire, nous utiliserons le modèle du SASS. Celui-ci fait l’objet du chapitre 10, où il sera décrit et présenté dans sa configuration de la recharge. Une autre configuration de la recharge sera proposée dans le chapitre 11 pour tester les résultats de calculs d’infiltrations et étudier l’impact de cette nouvelle configuration de l’alimentation des nappes dans le modèle du SASS.

Le chapitre 12 portera sur la réalisation d’une simulation de paléorecharge sur le modèle du SASS. Elle sera faite avec des conditions de recharge actuelle nulle et permettrait de vérifier si cette hypothèse est plausible pour les nappes du SASS. Enfin, dans la quatrième et dernière partie, groupant les chapitres 13, 14, 15 et 16, nous procéderons à la modélisation hydrologique de la recharge (Chapitres 13, 14 et 15). Dans le chapitre 13, il est mis au point un modèle hydrologique à réservoirs pour calculer l’infiltration dans les bassins du versant Sud de l’Atlas saharien, pour mieux cerner l’estimation du débit d’alimentation de la nappe du Continental intercalaire à partir de l’Atlas saharien, établie par les autres méthodes de calcul. Le chapitre 14 apportera plus de précisions sur les estimations par la représentation des affleurements perméables et imperméables des bassins-versants comme deux systèmes fonctionnant en parallèle et le calcul de leur bilan. Les calculs effectués dans les deux précédents chapitres seront affinés dans le chapitre 15 par un modèle d’infiltration en région saharienne qui quantifie l’infiltration dans les oueds à l’aval des bassins-versants. Dans le chapitre 16 les résultats de la modélisation hydrologique de la recharge seront présentées et analysées. Nous y procéderons à l’évaluation du débit d’alimentation de la nappe du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas saharien.

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PREMIERE PARTIE : LA RECHARGE DU SYSTEME

AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL (SASS) : ETAT

DE L’ART

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RESUME DE LA PREMIERE PARTIE

Le Sahara renferme d'importantes réserves d'eaux souterraines qui ne peuvent être expliquées par le climat actuel et qui sont à la base du développement agricole et urbain dans cette zone. Diverses thèses ont ainsi émergé concernant la recharge ou la paléorecharge des nappes sahariennes. Certains chercheurs de la zone aride considèrent que les nappes sahariennes sont fossiles et ne sont pas alimentées, de nos jours. Les niveaux piézométriques actuels seraient, alors, le résultat d’un tarissement pur depuis l’Holocène (10.000 ans). La thèse de l’alimentation actuelle des nappes est défendue par d’autres, cependant, pour qui celle-ci s’effectue à l’occasion de certaines conditions climatiques favorables. L’analyse de ses divers mécanismes dégage la constatation que la source majeure de recharge actuelle en zone aride est probablement via l’infiltration dans le lit d’oued, pendant l’inondation. Les différentes thèses de recharge ou paléorecharge des nappes sahariennes évoquées, ici, font ressortir des possibilités de mélanges entre eaux anciennes et eaux récentes.

Le climat du Sahara n'a donc toujours pas été semblable à l'Actuel. La fréquence de distribution des âges apparents du 14C des eaux souterraines du Sahara a permis de distinguer des périodes à climat humide avec recharge d’eau souterraine et d’autres à climat aride ou semi-aride durant lesquelles il n’y a pas de recharge d’eau souterraine considérable. L’étude des variations climatiques et leurs impacts sur la recharge des nappes sahariennes a révélé que les conditions climatiques anciennes, plus humides, seraient responsables de ces stocks d'eau dans les couches aquifères, étendues et épaisses, des nappes sahariennes.

L’extension et l’épaisseur des couches aquifères sont mises en exergue par les études géologiques qui ont montré que le Système Aquifère du Sahara Septentrional est un immense réservoir à structure multicouche. Il s’étend sur une vaste zone dont les limites sont situées en Algérie, Tunisie et Libye. Il est composé de deux principales nappes : la nappe du Continental Intercalaire et celle du Complexe Terminal. La nappe du Continental Intercalaire s’étend sur 1.100.000 km2. D’une épaisseur moyenne de 350 m, ses réserves sont évaluées à 20.000×109 m3. La nappe du Complexe Terminal s’étend sur 665.000 km2. Son épaisseur moyenne est de 342 m et ses réserves sont évaluées à 11.000×109 m3 ; soit 31.000×109 m3 pour les deux nappes.

Bien que les zones d’alimentation soient connues, les débits concernés n’ont jamais pu être déterminés avec précision. Le problème de l’estimation de la recharge en zone aride et semi-aride a particulièrement attiré l’attention des hydrogéologues, ces dernières décennies. Le besoin de déterminer quantitativement la recharge des nappes, en région aride, devenu de plus en plus apparent et pressant, de nombreuses méthodes analytiques ont été proposées et testées. Dans l’ensemble, et conformément à l’état de l’art, des approches hydrodynamiques, hydrologiques, géochimiques et les modèles mathématiques ont été utilisés. Nous avons passé en revue les différentes estimations de la recharge des aquifères du Sahara septentrional et exposé les méthodes ayant servi pour les arrêter. L’estimation de la recharge par les techniques conventionnelles en zone aride est soumise à de grandes marges d’erreurs liées aux difficultés de quantification de deux paramètres incertains : l’évapotranspiration et la précipitation. Elles peuvent aussi être liées à la détermination des gradients hydrauliques et des conductivités hydrauliques dans les calculs de flux de Darcy. Malgré les difficultés liées à son estimation quantitative, on admet qu’il y a eu et il y a encore recharge des nappes souterraines, par infiltration des eaux de pluie aux zones de recharge. Ainsi, les chiffres avancés concernant l’alimentation de la nappe du Continental intercalaire sont divers. Les modèles mathématiques la situent autour de 8 m3/s.

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Chap.1 : RECHARGE OU PALEORECHARGE : THESES SUR L’ALIMENTATION DES NAPPES SAHARIENNES

Introduction Le Sahara renferme d'importantes réserves d'eaux souterraines. Certains auteurs

pensent que les eaux des nappes du Sahara sont fossiles (BURDON, 1977 ; MARGAT & SAAD, 1982 et 1984 ; MARGAT, 1990), c’est-à-dire qu’elles se sont infiltrées et accumulées au cours des temps géologiques, leur alimentation s’est poursuivie au cours des périodes pluvieuses du Quaternaire par infiltration sur les affleurements des couches perméables jusqu’à débordement de ces derniers, et que le niveau actuel des nappes traduit le résultat d’un tarissement pur depuis l’Holocène (PIZZI et SARTOLI, 1984).

Pour d’autres, par contre, il existe une recharge actuelle des nappes sahariennes. Cette alimentation se manifeste lorsque certaines conditions climatiques, topographiques et géologiques sont réunies (DUBIEF, 1953).

Nous présentons d’abord les caractéristiques générales du Sahara, avant d’aborder les différentes thèses sur l’alimentation des nappes sahariennes.

1.1. Caractéristiques générales du Sahara Avec un ciel clair, quasiment sans nébulosité, le Sahara est avant tout "le pays du

soleil". Il reçoit de 50 à 100 mm de pluie par an. Les vents desséchants érodent les roches jusqu'à les réduire en sable. Leurs effets se conjuguent avec ceux d'une insolation violente pour accroître l'intensité de l'évaporation.

Sans eau en surface et sans terre arable, le désert saharien est également soumis à des alternances de froid et de chaud : l'amplitude diurne des températures, en effet, dépasse couramment 35°C, tandis que les hivers rigoureux succèdent aux étés torrides. Hormis les régions du cercle polaire et les hauts sommets enneigés, nul autre milieu ne semble aussi hostile à toute forme de vie (LEMIRE et al, 2003).

1.1.1. L’Aridité

Le Sahara au sens large s’étend de l’océan Atlantique au golfe persique. Cette région, aride à hyper-aride est caractérisée par des périodes de sécheresse prolongées. La sécheresse qualifie une situation d'occurrences d'eau « déficitaires », caractérisée par des écarts négatifs accusés de diverses variables hydrologiques par rapport à leur état présumé moyen pour une région ou une zone climatique donnée.

L’aridité est une expression qualifiant la sécheresse qualitative ou quantitative d’une région. C’est d'abord un fait climatique majeur actuel qui règne dans des zones du globe relativement stables à l'échelle humaine (séculaire à millénaire) : on sait qu'elle se caractérise par des précipitations annuelles faibles, à distribution très irrégulière dans le temps comme dans l'espace, et notablement inférieures à l'évaporation potentielle annuelle. En zone aride, il pourrait s'évaporer 10 à 20 fois plus d'eau qu'il n'en tombe chaque année, en moyenne (MARGAT, 1985). Des indices ont été définis (LLOYD, 1986 ; MIDLETON et THOMAS, 1997) pour classer les zones climatiques en fonction de leur degré d’aridité (Tableau 1-1). L'indice d'aridité (Ia) est le rapport entre la moyenne des précipitations annuelles (P) et l'évapotranspiration potentielle (ETP) (Ia = P/ETP) (SMITH & KOALA, 1999). Tableau 1-1 : Classification de l’aridité (d’après, LLOYD, 1986 ; MIDDLETON et THOMAS, 1997) Zone Indice d’aridité Ia Pluviométrie (mm/an) Sub-humide sèche 0.5 – 0.65 ? Semi-aride 0.2 – 0.5 200 – 500 (?) Aride 0.05 – 0.2 50 – 200 Hyper-aride < 0.02 0 - 50

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Selon CONRAD (1969), de nombreux auteurs, géographes ou botanistes, ont tenté de fixer, d'une manière précise, les limites du Sahara. Sur la figure 1-1, ci-dessous, la limite septentrionale est celle des palmeraies, complétée par la limite de la zone saharo-steppique qui est l'aire de transition entre la steppe et le désert. La limite méridionale est située entre le 15ème et le 20ème parallèle, complétée par la limite de la zone saharo-sahélienne qui est l'aire de transition entre la savane et le désert.

On peut également fixer des limites climatiques et dire que la limite Nord du Sahara correspond à l'isohyète 100 mm tandis que sa limite Sud correspond à l'isohyète 50 mm ; cette différence dans la valeur des chiffres retenus est due au fait que les précipitations sont liées, dans ce dernier cas, à la mousson qui se manifeste en saison chaude, à un moment où l'évaporation est plus intense.

Quels que soient les divers critères retenus, le Sahara est désormais bien délimité et l'on peut constater que son domaine est beaucoup plus large à l'Est qu'à l'Ouest. L'aridité s’accroît progressivement lorsqu'on va des marges désertiques, septentrionales ou méridionales, vers le Tropique du Cancer mais aussi lorsqu'on s'éloigne de l'Atlantique pour se diriger vers la mer Rouge.

On constate, en se référant à la carte citée ci-dessous, que la région étudiée (Fig.1-1) est placée dans le climat désertique. Le Sahara nord-occidental, jusqu'à la latitude d'Adrar, sont dans les limites bioclimatiques du désert ; les plateaux du Tidikelt et du Tademaït appartiennent au vrai désert. Fig.1-1 : Pluviométrie et limites du Sahara (in CONRAD, 1969)

1.1.2. Climatologie

Un certain nombre de facteurs secondaires influencent l’aridité. Dans une large mesure, les étendues de terrains s’éloignant de l’océan s’accompagnent d’une baisse des

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Région étudiée

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précipitations car l’air maritime perd la plupart de sa vapeur humide pendant qu’elle se transforme en air continental plus frais et plus dense en zones côtières. Cet aspect continental de l’aridité est souvent combiné aux effets de pluies des montagnes côtières qui accentuent la diminution de l’aridité vers le continent. Le Sahara, Gobi, et l’Australie centrale sont de bons exemples de tels effets combinés (Sahara, 2003).

1.1.2.1. Les précipitations La faiblesse de la pluviosité est le caractère fondamental du climat saharien (Fig.1-1).

On note ainsi des précipitations annuelles très faibles dans certaines localités : 33 mm à Béni Abbès ; 13 mm à Adrar ; 10 mm à In Salah, en Algérie (MOHAMED et HIND, 1998).

Toutefois, des pluies diluviennes peuvent aussi se produire au Sahara. En septembre 1950, Tamanrasset a reçu 44 mm en trois heures (Sahara, 2003) alors que sa moyenne annuelle est de 25 mm (MOHAMED et HIND, 1998).

1.1.2.2. Les températures

Le climat thermique est assez uniforme ; les étés du Sahara septentrional ne sont donc guère moins torrides que ceux de la zone centrale ou même de la région soudanaise. Juin, juillet et août sont les mois les plus chauds des zones septentrionale et centrale. Mais vers le Sud, cette période estivale se trouve décalée, recouvrant avril, mai et juin à Gao. Juillet est, dans le premier cas, le mois le plus chaud avec, en année normale, une moyenne des maxima quotidiens comprise entre 40° et 46°, selon les localités. Les plus hautes températures ont été observées à In Salah avec 56° et à Tindouf avec 59°.

En hiver, il gèle presque partout. Les températures les plus basses enregistrées atteignaient -10° dans le Tibesti, -7° à Tamanrasset, -6° à Colomb-Béchar et à Béni Abbès.

Il existe donc de grands écarts de température entre l'hiver et l'été. L'amplitude des variations thermiques annuelles, qui est l'une des particularités du climat des déserts chauds, peut dépasser 55° au Sahara. En outre, la variation diurne, c'est-à-dire la différence entre le maximum diurne et le minimum nocturne, dépasse souvent 35°.

1.1.2.3. La luminosité Le Sahara détient le record mondial de l'ensoleillement avec 3000 à 3500 heures par

an contre 1600 à Paris. En saison sèche, le ciel est clair et lumineux tant que le vent ne le trouble pas, ce qui est rare. Au cours de la saison des pluies, il prend un aspect plombé et les nuages peuvent former une nappe continue d'autant plus impressionnante que les horizons sont vastes.

1.1.2.4. Le vent Avec la chaleur, l'été, le vent est l'autre caractéristique permanente du Sahara. Par sa

situation dans l'hémisphère boréal, le Sahara est soumis, au sol, à des vents dominants orientés du Nord-Est au Sud-Ouest. Mais, localement, le vent peut provenir de directions sensiblement différentes : du Sud ou du Sud-Ouest au Sahara central, de l'Est au Sahara méridional. II est dirigé d'Est en Ouest sur la bande côtière atlantique où les courants marins froids s'opposent à la formation de vents marins en Mauritanie.

1.1.2.5. L’humidité de l’air Le degré hygrométrique de l'air - ou humidité relative - oscille, en été entre 4 % et 20

% dans la région centrale. Le Sahara septentrional est plus favorisé avec 20 % à 30 % en été et 50 % ou 60 % en janvier. Paris a en toute saison plus de 60 %. En rapport avec celles des températures, des variations quotidiennes se produisent : l'humidité relative est généralement minimale vers 15 heures et maximale vers 6 heures, au lever du soleil (Sahara, 2003).

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1.1.2.6. L’évaporation En zones arides, l’évaporation et l’évapotranspiration sont les mécanismes majeurs de

pertes en eau. Dans des bassins arides fermés, ils sont les seuls modes de perte en eau (ULLMAN, 1985).

Dans le Sahara, l'évaporation atteint des valeurs considérables. Dans le cas théorique d'une nappe d'eau découverte, alimentée en permanence, la hauteur moyenne d'eau évaporée annuellement serait de 3 à 5 m, selon les localités, au Sahara algérien. Cette hauteur n'est plus que de 1,50 à 2,30 m au Sahara atlantique (Sahara, 2003).

1.1.3. Formations et nappes aquifères Les nappes aquifères du Sahara se localisent dans des formations géologiques

variables et peuvent être d’âges différents. Les réservoirs aquifères se trouvant, en général à de très grandes profondeurs, sont souvent captifs. Ils peuvent aussi être libres à certains endroits (Tableau 1-2).

Tableau 1-2 : Grands gisements d’eau souterraine au Sahara (d’après MARGAT & SAAD, 1982 et 1984 ; MARGAT, 1990)

1.1.4. Morphologie (ergs, oueds, chotts…)

Sur le plan géomorphologique, le Sahara possède plusieurs paysages caractéristiques. Les oueds descendant des reliefs se perdent souvent dans des dépressions, s’ennoient dans les ergs ou terminent leur course en mer. On peut aussi distinguer des plateaux sur lesquels s’érigent des reliefs.

1.1.4.1. Les dépressions fermées : Chotts et Sebkhas Des dépressions fermées, dont les dénominations de chott, sebkha, garaet,

traduisent la diversité des aspects, sont autant de niveaux de base. On sait que le terme de chott désigne un pâturage de plantes halophiles, et celui de sebkha une dépression fermée où les efflorescences salines interdisent toute végétation. Le Djerid, le Gharsa et le Fedjadj, sont donc de vastes sebkhas. Mais on continuera à les désigner par le nom de chott consacré par l'usage.

Ces dépressions évoluent dans le cadre de systèmes endoréiques. Mais l'importance de leurs bassins-versants varie dans des proportions considérables. Celui des chotts Djerid, Rharsa et el Fedjadj englobe une grande partie du Sahara septentrional (COQUE, 1962).

Dans le domaine du Sahara septentrional, deux autres bassins-versants de sebkhas de moindre importance se trouvent en Libye : il s’agit de Sebkhat Mezezzem, dans la région de Ghadamès et Sebkhat Tawargha dans le golfe de Syrte.

Allongé sur quelque 200 kilomètres depuis la frontière algéro-tunisienne jusqu'à la proximité de la mer, l'alignement des grands chotts forme l'ensemble de dépressions fermées le plus étendu de toute l'Afrique du Nord, avec ses 5 à 6000 kilomètres carrés. Le

Pays Réservoir aquifère (l) : libre (c) : captif Arabie Saoudite Bassin sédimentaire d’Arabie Saoudite (l) et (c) Algérie, Tunisie, Libye Bassin du Sahara septentrional, Aquifère du continental

intercalaire (sables et grès du Crétacé inférieur) et du complexe terminal (sable, grès et calcaire d’âge Crétacé supérieur à Miocène) (l) et (c)

Egypte, Libye Aquifère des grès de Nubie (l) et (c) Libye Bassin de Kufra (sables, grès ; Cambrien - Crétacé Supérieur) Niger, Mali, Nigeria Sables, grès du Crétacé supérieur Sénégal, Mauritanie Sables et grès du Maastrichtien (l) et (c)

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Djerid en constitue l'élément majeur enfoncé vers le Sud jusqu'à la bordure de l'Erg. Greffé à sa pointe orientale, le Fedjadj n'est guère qu'un mince appendice de 95 kilomètres de long. A l'opposé, l'isthme étroit de Tozeur-Degache les sépare du Rharsa étiré en triangle vers l'Algérie.

Malgré la diversité des conditions structurales, les chotts n’en présentent pas moins des aspects semblables. Le paysage le plus original est celui de sebkha. Il consiste en de vastes surfaces planes en apparence, sans aucune végétation, caractérisées par un tapis de cristallisations salines de types différents. Une steppe halophile de densité et de largeur variable lui succède à la périphérie. Elle constitue le chott proprement dit, que surmontent des éléments de terrasses par endroits.

On sait que le Rharsa est le seul des trois chotts situé au-dessous du niveau de la mer. Sur la carte topographique au 1/100000e de la Tunisie, la courbe 0 l'enveloppe en entier. Ses cotes les plus basses s'établissent à -20 et -23 mètres, localisées sur des pistes qui le traversent depuis El Hamma du Djerid et Nefta. Le Fedjadj et le Djerid sont bien au-dessus. Les altitudes n'y descendent pas plus bas que 16 et 15 mètres. (COQUE, 1962).

1.1.4.2 Les regs Les regs forment des surfaces planes de graviers ou de débris de roches, où se

mêlent sable, limon et argile (Fig.1-2). Ils couvrent les trois quarts de la surface du Sahara. A l’exception des "dayas", dépressions argileuses qui retiennent l'eau et où s'installe une végétation permanente de buissons ligneux et épineux, ce sont les zones les plus pauvres du désert. Ils s'achèvent parfois en hamadas.

Fig.1-2 : Morphologie du désert saharien (LEMIRE et al., 2003)

Sur le reg, la vie est concentrée dans les légères dépressions limoneuses où une certaine humidité permet le développement d'une végétation, quelquefois arbustive, dispersée en îlots. Les problèmes d'eau et la dureté du sol qui rendent difficile son creusement font de cette zone un milieu de passage. Seules quelques buttes de sable et d'argile, apportées par le vent, servent de micro-habitat à toute une faune.

1.1.4.3. Les Hamadas Les hamadas sont des plateaux rocheux plus ou moins élevés. C'est à partir de ces

hamadas que s'élèvent les djebels, collines ou montagnes d'origine sédimentaire ou volcanique. Le massif montagneux du Hoggar et celui du Tibesti qui culmine à 3415 mètres, bénéficient d'un climat plus humide et plus frais qui favorise une végétation plus riche. Les jebels, eux, fournissent, grâce à leurs éboulis rocheux, de nombreux abris à une faune d'invertébrés et de petits vertébrés.

Erg

Reg

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1.1.4.4. Les ergs Les ergs sont des massifs dunaires stables. Ils sont constitués par le sable que le

vent arrache aux regs et aux hamadas. Paradoxalement, l'eau y abonde en profondeur, assurant la cohésion des grains de sable et la stabilité des lignes générales du relief. Cette eau est parfois celle des précipitations qui provoquent alors le développement brusque d'une végétation herbacée, souvent éphémère. Mais l'eau de surface disparaît rapidement et s'accumule dans des nappes souterraines. L'existence d'une nappe phréatique en un endroit est marquée par une végétation arbustive beaucoup plus durable.

1.1.4.5. Les oueds Les oueds sont des ravinements ou des lits de fleuves asséchés et ensablés. Ils

entaillent les regs ou les hamadas et sont épisodiquement alimentés par des pluies, locales ou lointaines, qui peuvent les transformer en torrents. Mais l'eau peut également leur arriver depuis les jebels environnants.

Un ruissellement violent résulte parfois des précipitations et des dépressions salées qui peuvent devenir des lacs temporaires. Il arrive alors que germent les millions de graines qui attendaient, depuis des années, les conditions favorables. Et l'on voit alors naître une végétation aussi éblouissante qu'éphémère.

Les oueds sont évidemment les plus riches des milieux désertiques : c'est parce qu'ils conservent, en profondeur, un inféro-flux plus ou moins permanent. Leurs rives retiennent l'eau et accueillent une végétation, parfois dense et diversifiée, durable en général, tandis que se développe une vie animale assez riche. Les espèces végétales et animales diffèrent en fonction du degré de salinité de l'eau et de la nature physique du sol (LEMIRE et al, 2003).

1.2. Paléorecharge : la thèse des nappes fossiles

La thèse des nappes "fossiles", avancée par plusieurs auteurs depuis quelques années, est encore d’actualité de nos jours. Elle est soutenue par plusieurs auteurs dont MARGAT est l’un de ceux qui ont beaucoup écrit à ce sujet, allant même jusqu’à comparer l’exploitation de ces réservoirs "fossiles" à celle d’un gisement minier.

L’éternel retour du cycle de l’eau imprègne tant nos esprits que l’eau est perçue comme une ressource renouvelable par excellence. L’eau qui s’infiltre dans les nappes sahariennes renouvelle ainsi la ressource exploitée ou perdue aux exutoires. Malheureusement, cette notion de ressource renouvelable peut s’avérer illusoire à l’échelle humaine (MARGAT, 1990), lorsque certains stocks souterrains sont constitués d’une eau qui se déplace sur de très grandes distances, cette eau est dite fossile. C’est justement le cas dans de nombreux pays arides où, selon l’auteur, l’eau est exploitée à l’instar des gisements d’hydrocarbures ou de minerais (MARGAT & SAAD, 1982 et 1984).

Les réserves dites «fossiles» sont situées, en général, à une grande profondeur et connues pour être pratiquement non renouvelables. Dans les régions arides du monde, comme le Nord de l’Afrique, la péninsule arabique, l’Australie et le sud-ouest des États-Unis d’Amérique, ces nappes sont d'autant plus importantes qu'elles peuvent être un facteur déterminant du développement socioéconomique.

Dans tous les continents, de grands bassins sédimentaires recèlent des couches aquifères profondes contenant des réserves d'eau souterraine considérables. On a reconnu et commencé à exploiter ces nappes profondes pour la plupart au cours du XIXe siècle, mais cette exploitation a pris son essor surtout depuis quelques décennies, en différents pays, comme celle des eaux souterraines en général. Lorsqu'ils se situent en zone aride, ces réservoirs prennent, bien évidemment, une importance primordiale, car ils y offrent souvent la seule source d'approvisionnement en eau permanente. Fort heureusement, de tels réservoirs existent dans une grande partie du sous-sol de plusieurs pays de la zone aride :

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c'est le cas notamment de l'immense étendue désertique de l'Ancien Monde qui, de l'océan Atlantique au Golfe persique, occupe le nord du continent africain (Sahara) et la péninsule Arabique.

Cette ressource a depuis longtemps fait l’objet d’une exploitation accrue sans que l’on se soucie de son devenir (détérioration de la qualité de l’eau, épuisement de la ressource…) (MARGAT & SAAD, 1982 et 1984 ; MARGAT, 1990). La mise en évidence des faibles taux de renouvellement de cette eau impose une conception de la ressource et une procédure de son évaluation spécifique.

Une compréhension plus juste de la nature de la ressource détermine le choix d’une stratégie. La question se pose d'abord en termes de choix entre une stratégie d'exploitation en régime d'équilibre, ou destinée à l'atteindre à moyen terme, et une stratégie d'exploitation «minière» de l’eau souterraine, vouée nécessairement à un arrêt à plus ou moins long terme: autrement dit, le choix entre le seul captage de la ressource renouvelable souvent minime et l'exploitation de la ressource non renouvelable, beaucoup plus productrice pendant un temps, mais finie à terme.

Dans les faits, MARGAT & SAAD (1984) soulignent que la pratique n'a pas toujours attendu l'analyse... et, consciemment ou non, on s'est, le plus souvent, engagé dans l'option «minière» identifiée comme telle après coup. Aussi la question que se pose à présent l'autorité de gestion des ressources en eau est davantage de choisir entre le maintien – voire l'amplification – de la tendance en cours et son infléchissement pour prolonger la production en l'atténuant (ou même pour l'amener à terme à un rééquilibre) que de choisir une stratégie à partir d'une situation vierge.

1.2.1. Quelles sont les ressources en eau non renouvelables ?

Eau fossile et réserve d'eau souterraine : pour mieux cerner la notion de ressource non renouvelable, il est utile de définir la terminologie d’eau fossile.

Dans l'absolu, il n'existe presque pas d'eau souterraine totalement indépendante et déconnectée du cycle de l'eau naturel. Toutefois, les eaux se meuvent à des vitesses très différentes dans les couches aquifères. De plus, leurs trajectoires ont des longueurs très diverses : lorsque l'eau doit parcourir plusieurs centaines, voire plus d'un millier de kilomètres, à des vitesses de l'ordre de quelques mètres par an, la durée de son séjour dans le sous-sol peut atteindre des dizaines de milliers d'années. On qualifie souvent de fossiles les eaux ainsi présentes dans une nappe aquifère depuis des millénaires (MARGAT & SAAD, 1982 et 1984, MARGAT, 1990), ce qui ne veut pas dire stagnantes, ni que le renouvellement de l'eau d'une telle nappe profonde et très étendue soit nul, mais seulement très lent. Le flux d'apport naturel à ces nappes aquifères profondes est, comme celui de leur débit spontané par des sources ou des émissions occultes, très faible au regard du stock d'eau contenu dans ces réservoirs immenses, surtout en zone aride. Annuellement, le volume écoulé n'équivaut souvent qu'à une fraction infime de la réserve : par exemple 4.10-5 dans le Grand Bassin artésien d'Australie, 1,5.10-5 dans le bassin du Sahara septentrional.

Ce n'est pas seulement le fait de receler de l'eau très ancienne, devant peu au climat ou au régime des eaux actuel, qui fait dire d'une nappe souterraine qu'elle offre une ressource non renouvelable. C'est surtout un rapport tel entre son débit global et sa réserve que toute exploitation significative à l'échelle historique a obligatoirement le caractère d'un prélèvement sur le stock beaucoup plus que d'un captage du seul flux, même dans le cas où l'on vise un équilibre entre les volumes prélevés et l'alimentation naturelle, il faut opérer une ample et durable ponction préalable sur la réserve pour créer les conditions du rééquilibre (suppression de sorties occultes...), qui ne peut s'instaurer qu'en une phase finale et si les prélèvements eux-mêmes sont stables. En matière d'eau, une «ressource non renouvelable» ne l'est, bien sûr, que relativement à l'échelle humaine de son utilisation. A l'échelle plus large du cycle de l'eau naturelle, l'eau extraite n'est jamais détruite mais déplacée et modifiée. Toutefois, la structure locale qui offre la ressource peut subir, du fait d'une

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exploitation intensive, des transformations irréversibles : compaction du terrain, attirance d'eau salée (MARGAT & SAAD, 1982 et 1984).

1.2.2. L'exploitation minière d'eau souterraine Mobiliser la ressource non renouvelable offerte par une nappe aquifère, c'est donc

extraire l'eau de son stock comme on débite une «trésorerie» ( même si son renouvellement par l'alimentation naturelle n'est pas nul) : par analogie avec l'extraction de toutes les matières premières minérales, on peut la qualifier d'exploitation minière d'eau souterraine.

Le volume d'eau extrait équivalant, pour l'essentiel, à une diminution de la réserve de la nappe aquifère (déstockage), c'est une exploitation en régime de déséquilibre hydraulique. Ce régime se manifeste non seulement pendant une phase initiale de transition qui peut évoluer vers un rééquilibre dynamique si les prélèvements sont maintenus constants et inférieurs aux réductions de sorties d'eau spontanées qu'ils peuvent induire -mais de manière «définitive» pendant toute la durée d'exploitation, limitée à terme comme celle de tout gisement minéral. A cette différence près que l'on «épuise» davantage, ici, la «pression de l'eau» que le volume d'eau lui-même. En effet, s'agissant de nappes captives, comme le sont pour la plupart ces nappes profondes, la baisse de niveau déterminée par l'exploitation résulte surtout d'une décompression qui rend l'eau difficilement accessible (lorsque le niveau non seulement cesse de permettre le jaillissement, mais s'abaisse à cent, deux cents mètres ou plus au-dessous du sol) bien avant que le gros de la réserve dans la couche profonde (souvent à plusieurs centaines ou plus d'un millier de mètres) ne soit vraiment entamé (MARGAT & SAAD, 1984).

Cette exploitation en déséquilibre a été longtemps et peut-être encore un état de fait, accusé par une production en croissance, plus qu'une action délibérée et dirigée. Les conséquences finales sont les mêmes dans les deux cas.

Des «mines d'eau», c'est-à-dire des champs de forage productifs, exploitant effectivement des nappes aquifères profondes en régime de déstockage, sont en activité dans différents pays de la zone aride où ils fournissent l'essentiel de la production d'eau, dont certaines sont en exploitation depuis longtemps. Citons deux exemples :

Du Grand Bassin artésien d'Australie (le plus grand du monde), on a tiré, en quatre-vingt-dix ans, 35 milliards de mètres cubes d'eau, dont 70% par déstockage.

En Arizona, aux États-Unis d'Amérique, on a extrait d'un ensemble d'aquifères (fossés d'effondrement comblés d'alluvions), en soixante ans, 225 milliards de mètres cubes d'eau, dont 90% par déstockage (MARGAT, 1982 et 1984). Dans les pays en développement de la zone aride d'Afrique et du Moyen-Orient, le

développement de telles exploitations est plus récent, mais en croissance rapide, et différents projets prévoient leur intensification. Par exempte :

Au Sahara septentrional (Algérie, Tunisie, Libye), les prélèvements qui étaient de 0,79.109 m3 en 1970, ont connu une brusque accélération au cours des années 1980 et atteignent 2,5.109 m3 en 2000. Ce qui est conforme aux prévisions du projet ERESS (1972a) qui envisageait une croissance des prélèvements de 0,75.109 m3/an en 1970 à 1,8 ou 2,5.109 m3/an en 2000 (selon les scénarios), soit un déstockage d'environ 30 à 40 milliards de mètres cubes. Notons, par ailleurs, qu’en maintenant les prélèvements de l’année 2000 jusqu’en 2050, le projet SASS prévoit un destockage, à l’horizon 2050, d’un volume de 83 milliards de mètres cubes. En Égypte, un projet d'exploitation accrue de la nappe profonde des grès de Nubie a

prévu de faire passer les prélèvements de 0,36. 109 m3/an en 1975 à près de 2,4. 109 m3/an en 2025, soit un déstockage d'environ 70 milliards de mètres cubes (SCHOUTE, 1976 ; in MARGAT & SAAD, 1982).

Cette intensification des prélèvements provoque une diminution des ressources.

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1.2.3. Les gradients fossiles : Dans plusieurs régions arides, la rareté de précipitation et de ruissellement a amené

certains hydrogéologues à s’interroger si, en fait, la recharge se produit actuellement, ne serait-ce qu’en quantités très faibles, en dépit de l’existence de gradients bien établis d’eau souterraine. La présence d’eaux souterraines anciennes sous, ou près, des affleurements de formations aquifères (Fig.1-3) a accrédité ce point de vue, tout comme l’absence de réponse de recharge hydrographique régionale.

BURDON (1977) a soulevé le concept de "gradient fossile" maintenu par différents mécanismes parmi lesquels la pente du bassin sédimentaire (facilite l’écoulement selon cet auteur), la compaction du sédiment (diminue la porosité), les fluctuations de la chaleur et des gaz (influe sur la pression). Parmi les diverses suggestions faites pour maintenir les gradients fossiles, la plus plausible est le déstockage des réserves dans des zones qui présentaient une ancienne surélévation piézométrique provoquée par la recharge. Ce concept a été examiné par LLOYD et FARAG (1978), en adoptant des conditions de recharge nulle de l’aquifère dans le desert de l’Ouest de l’Egypte, où ils ont pu modéliser un gradient régional sur 10000 ans. Cependant, un rabattement important a été constaté localement dans la zone de recharge. Des résultats similaires ont été obtenus par BAKIEWICZ et al. (1982) pour le centre de l’Arabie Saoudite, alors que pour le bassin de Syrte en Libye, WRIGHT et al. (1982) ont montré qu’une recharge régionale annuelle de 1.1 mm est nécessaire pour maintenir le gradient actuel. Les taux de recharge nécessaire pour maintenir les gradients régionaux d’un bassin sédimentaire ont été examinés par LLOYD et MILES (1986). Il est présenté sur la figure 1-3 quelques résultats, pour une section de bassin de 400 km de longueur sur 20 km d’affleurements de formations aquifères. Les figures 1-3(a) et 1-3(b) montrent le type de rabattement attendu à l’affleurement en condition de recharge nulle ; mais la figure 1-3(c) montre que pour les conditions d’aquifère postulées, les charges hydrauliques peuvent être maintenues avec une recharge aussi faible que 5 à 7.5 mm/an. Sur la figure 1-3(d) l’âge de l’eau souterraine déduite des vitesses de Darcy indique que les eaux n’auraient pas parcouru de grandes distances sur une période de 10000 ans, de l’ordre de 10 km. Par conséquent, il n’est pas très surprenant de trouver des eaux anciennes près des zones d’affleurement, en particulier quand la distribution de la recharge récente est inégalement répartie.

(a) k = perméabilité (m/j) ; (b) k = 1.67 m/j ; (c) avec recharge, s = 0.05, k = 1.67 m/j ; (d) distance de déplacement de l’eau souterraine, pas de recharge s = 0.05, k = 1.67 m/j, x =

distance du toit de l’aquifère sous le gradient hydraulique

Fig.1-3 : Eléments de contrôle du gradient d’eau souterraine : baisse de charge dans un affleurement aquifère sans recharge (D’après LLOYD et MILES, 1986).

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1.3. Recharge actuelle : conditions et représentations En matières d’eaux souterraines, les conditions de formations d’aquifères existent

(LLOYD, 1986). Dans certaines régions désertiques, les précipitations exceptionnelles associées à certaines conditions de surface spécifiques (sols à grains grossiers) peuvent être particulièrement génératrices de recharges (GLENDON et HILLEL, 1988). L’alimentation des nappes du Sahara septentrional, par exemple, se manifeste sur les bordures Nord du bassin lorsque trois conditions sont présentes :

• des précipitations suffisantes ; • un relief relativement accentué pour produire un ruissellement dans des oueds ; • l’affleurement de formations perméables appartenant à un des systèmes aquifères ou

en relation directe avec un des aquifères sahariens (DUBIEF, 1953). Pour la détermination des ressources en eaux souterraines, un des termes du bilan

hydrologique est incontestablement la recharge qui est dominée en zones arides par la recharge indirecte. Ceci, par opposition aux zones tempérées où, normalement, la recharge directe à partir de la pluie, à travers le profil du sol, domine à l’échelle régionale de l’aquifère. Les mécanismes par lesquels la recharge peut avoir lieu dans les régions désertiques sont assez bien traités par plusieurs auteurs (LLOYD, 1986 ; RUSHTON, 1988 ; SIMMERS, 1997), alors que la quantification des divers éléments intervenant dans le processus est extrêmement rare. Cette recharge s’effectue selon deux principaux mécanismes : la recharge directe et la recharge indirecte (Fig.1-4) dont on peut comprendre les difficultés relatives à leurs quantifications en regardant les termes du bilan conceptuel représenté sur la figure 1-4 dressée par LLOYD (1986). Fig.1-4 : Représentation des divers mécanismes de la recharge en zone aride (adapté de NAZOUMOU, 2002 ; d’après LLOYD, 1986)

Précipitation

Evaporation au-dessus de la surface du sol

Précipitation atteignant la surface

Evaporation à partir de la surface du sol

Ruissellement et interflow Infiltration dans le sol

Stockage de l’humidité du sol

Recharge directe

Evaporation

Pertes par transmission et inondation

Infiltration verticale

Recharge indirecte

Evaporation

Ecoulement en nappe

Etang (ou marre) localisé

Concentration dans des joints et surcharge

Infiltration verticale

Evaporation

Recharge indirecte

Infiltration latérale et verticale

Evaporation

Recharge indirecte

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On peut énumérer quatre voies de recharge possible en régions désertiques : a) recharge directe à partir de la pluie à travers le profil de sol b) recharge indirecte à partir du ruissellement à travers les joints ou fissures c) recharge indirecte à partir de l’écoulement dans les étangs d) recharge indirecte à partir des "pertes de transmission" pendant le ruissellement dans

une rivière et une inondation (i.e. disparition totale des écoulements dans le lit de l’oued).

En considérant ces processus, il est important d’avoir une idée des ordres de grandeur

des deux termes dominants de ce bilan hydrologique, à savoir la précipitation et l’évaporation potentielle. Ceci est illustré à la station météorologique de Ramada, dans le Sud tunisien, avec une évaporation potentielle de l’ordre de 2400-2800 mm (YAHYAOUI, 1996), la pluie moyenne annuelle est de 83.6 mm ; elle est de l’ordre de 31 mm à la station de Hun, en Libye (IDROTECNECO, 1982c).

Eu égard à ces quantités, la recharge directe apparaît comme un événement rare dans le Sahara. Cependant, la recharge directe dans les dunes de sable des déserts a fait l’objet de plusieurs spéculations et de mesures. Dans le Kalahari, les teneurs en tritium trouvées dans l’aquifère sous les sables dunaires ont été considérées comme preuves évidentes d’une recharge actuelle (MAZOR, 1982) mais ceci n’est pas surprenant car la pluie y est relativement élevée (250 mm/an en moyenne) pour un désert. Les teneurs en chlorure mesurées par EDMUNDS et al. (1997) en utilisant les profils de sol dans le Grand Erg Oriental du Sahara septentrional sont là encore des preuves d’une recharge directe (la pluie moyenne adoptée est de 100 mm/an pour les sites considérés). DINCER et al. (1974) ont mis en évidence la recharge directe dans les dunes du désert aride à l’est de l’Arabie Saoudite pour des événements de pluies extrêmement fortes en utilisant des profils d’humidité de tritium dans la zone non saturée. La présence du tritium attestant une recharge directe est indiscutable, mais que cette infiltration atteigne actuellement la nappe ou pas est un autre problème (SONNTAG et al., 1980).

Si la recharge directe n’est pas d’importance majeure dans les régions désertiques, les divers mécanismes indirects deviennent primordiaux. Contrairement aux zones semi-arides, en zones arides les conditions sont telles que la recharge directe est moins significative. Néanmoins, même en zone semi-aride, un seuil élevé de précipitation est nécessaire pour initier une recharge et venir à bout du déficit en humidité du sol. Dans le sud-ouest d’Idaho aux Etats-Unis, par exemple, STEPHENSEN et ZUZEL (1981) montrent qu’un seuil de 24 h de précipitation d’au moins 20-30 mm est nécessaire pour qu’il y ait recharge.

Il n’y a pas de doute que la recharge a lieu même dans les régions les plus arides. Dans plusieurs cas comme dans l’Atacama, Gobi et près du Nil au Soudan et en Egypte, la recharge est apportée par des écoulements de rivière en provenance de l’extérieur de la zone désertique. Excepté ce style de recharge, la recharge actuelle évidente provenant des pluies sur les aquifères en zones arides est assez étendue. Dans le Sahara septentrional, CONRAD et al. (1975) rapportent la présence du tritium dans les eaux souterraines de l’Erg Occidental, dans le sud de l’Algérie. GUENDOUZ (1985) a prélevé une forte teneur en Tritium (51 UT) en pleine dune de sable à El Oued, dans l’Erg Oriental en Algérie. La présence du tritium a été signalée au centre de l’Arabie Saoudite par BAKIEWICZ et al. (1982). Le long du Golfe arabique, on note la présence de monticules d’eau souterraine récente au Bahrein et Qatar.

Quantifier la recharge indirecte sur la base des éléments sur la figure 1-4 est probablement impossible. Dans plusieurs régions désertiques, des nappes pérennes attestent de l’évidence d’une recharge à travers des systèmes de joint ou de fissures (notamment dans des formations carbonatées).

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La source majeure de recharge en zone aride est probablement via les pertes par transmission dans le lit d’oued pendant l’inondation qui sont aussi extrêmement difficiles à quantifier (LLOYD, 1986). Les travaux menés en Tunisie centrale, (BESBES, 1967 et 1978 ; CHAIEB, 1988 ; ZINSOU, 1997 ; BABASY, 1998 ; NAZOUMOU, 2002) montrent l’importance de l’alimentation des nappes à partir du ruissellement et rendent compte des difficultés liées à sa quantification.

Conclusion Le Sahara se caractérise par des précipitations annuelles faibles, à distribution très

irrégulière dans le temps comme dans l'espace, et notablement inférieures à l'évaporation potentielle annuelle qui y atteint des valeurs considérables. Il recèle de grands gisements d’eau souterraine. Les investigations menées dans des régions désertiques montrent des possibilités de recharge actuelle même si les quantités les plus importantes s’étaient infiltrées au cours des périodes pluvieuses du Quaternaire.

Ces différentes études indiquent qu’on peut s’attendre à des mélanges, surtout que les conditions pluviales passées ont eu des influences sur les gradients actuels et que le déstockage est important bien que quelques recharges actuelles soient nécessaires pour aider à maintenir ces gradients. Le point intéressant est que la quantité de recharge nécessaire apparaîtrait très faible et dans plusieurs régions, probablement dans la marge d’erreur de tout bilan hydrologique conventionnel (LLOYD, 1986).

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Chap.2 : LES VARIATIONS CLIMATIQUES DU SAHARA ET LEUR IMPACT SUR LA RECHARGE DES NAPPES

Introduction Le Sahara qui se trouve actuellement au cœur de la ceinture des hautes pressions

subtropicales est caractérisé par une aridité accrue et par un paysage désertique. Cependant, les études hydrogéologiques montrent que le Sahara renferme d'importantes réserves d'eaux souterraines qui ne peuvent être expliquées par le climat actuel et qui sont à la base du développement agricole et urbain dans cette zone. Le climat du Sahara n'a donc toujours pas été semblable à l'Actuel. Pendant le Quaternaire, des conditions passées plus humides seraient responsables de ces stocks d'eau.

Il est maintenant bien établi que les variations de la distribution saisonnière de l'insolation sur la terre induit des changements climatiques spectaculaires à l'échelle planétaire au cours du Quaternaire. Les témoins de ce changement se retrouvent aussi bien sur les enregistrements des sédiments marins que sur les dépôts continentaux. L'étude de ces derniers a montré que le Sahara a connu, au moins, trois optimums humides pendant les derniers 150.000 ans qui sont datés de 140.000, 90.000 et de 11.000 à 4.000 ans B.P. (Before Present).

En outre, les modèles de simulation de la circulation atmosphérique générale couplant l'océan et l'atmosphère montrent que pendant le Quaternaire supérieur, toute la zone intertropicale était plus pluvieuse qu'aujourd'hui pendant les époques de maximum de contraste entre la radiation reçue en hémisphère Nord pendant l'été et celle reçue l'hiver.

L'étude détaillée du dernier cycle climatique constitue une étape nécessaire à l'étude de révolution du climat pendant le Quaternaire. Actuellement, nous vivons dans une période chaude interglaciaire qui s'appelle l'Holocène et qui a commencé depuis 11.000 ans. A une échelle de temps plus importante, au cours du dernier million d'années, un climat comparable à celui d'aujourd'hui n'a prévalu que pendant de brefs intervalles de temps de durée inférieure à 10.000 ans et réapparaissant tous les 100.000 ans environ. Pendant le reste du temps, une énorme couverture de glace recouvrait une grande partie des hautes latitudes de l'hémisphère Nord. Le reste de la zone actuellement tempérée était constitué de déserts polaires froids où des populations aussi denses que celles d'aujourd'hui ne pourraient subsister.

2.1. Les variations paléoclimatiques du Sahara Les variations climatiques ont touché le volume de glace stockée sur le continent et le

niveau de mer, les températures de la surface des continents et des océans, la circulation océanique de surface et profonde et la distribution des précipitations. 2.1.1. Les variations du niveau de la mer et de la température de surface de la terre

Le développement d'une calotte de glace qui bloque une énorme quantité d'eau à la surface de la terre s'accompagne d'une baisse du niveau général des mers. Ainsi, il y a 18.000 ans, pendant le dernier maximum glaciaire, le niveau de la mer était 100 à 120 m plus bas que le niveau actuel. La géographie des continents de l’époque se déduit de celle d’aujourd’hui en tenant compte de la baisse de 100 à 120 mètres du niveau eustatique. Une grande partie du plateau continental tunisien était ainsi émergée (figure 2-1). Cette régression correspond au transfert d'un volume d'environ 50 millions de kilomètres cubes d'eau de l'océan vers les calottes de glace de l'hémisphère Nord. Des montagnes de glace hautes d'environ 3 km, recouvraient tout le Canada et le Nord des Etats-Unis ainsi qu'une grande partie de l'Eurasie , alors que de grandes surfaces en Alaska et en Sibérie restaient dépourvues de toute glace. Dans l'hémisphère Sud, à côté de la calotte de glace Antarctique plutôt stable à travers les époques climatiques du Quaternaire, on observait uniquement le développement de glaciers de montagne dans les Andes et en Australie.

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Pendant cette période (le dernier maximum glaciaire), la surface de l'océan était en moyenne d’environ 2,5°C plus froide qu'aujourd'hui, mais les changements de température étaient très inégalement répartis : un refroidissement intense des hautes latitudes s'oppose aux conditions régnant aux latitudes moyennes, peu différentes de celles d'aujourd'hui ou au refroidissement modéré des basses latitudes. La glace de mer avait une extension spectaculaire dans les deux hémisphères avec une avancée de 1000 km dans l'océan Antarctique. Sur le continent, les températures ont souvent diminué de 5 à 10°C (KALLEL et ZOUARI, 1993).

De grandes variations ont également affecté la circulation océanique profonde lors du dernier maximum glaciaire. Les eaux dont la profondeur dépasse 2 km étaient plus froides de 2°C qu'actuellement et plus appauvries en oxygène dissous alors que les eaux intermédiaires (profondeurs allant jusqu'à 2 km) avaient la même température qu'aujourd'hui et étaient plus ventilées (plus riches en oxygène dissous). Ce schéma témoigne d'un changement profond des modes de formation des eaux profonde et intermédiaire de l'océan mondial à cette époque (KALLEL et al., 1988a ; DUPLESSY et al., 1988).

Des conditions climatiques semblables à celle de l'Holocène sont apparues vers 127.000 ans B.P. (CLIMAP, 1984). Pendant cette période qui s'appelle le dernier interglaciaire, le niveau de la mer était à plus de 6 mètres au dessus du niveau actuel (CHAPPEL et SCHACKLETON, 1986). Deux autres périodes relativement chaudes de fonte de glace continentale autour de 100.000 ans B.P. et 80.000 an B.P. pendant lesquelles le niveau de la mer était inférieur d’environ de 20 mètres, sont séparées par deux abaissements eustatiques d'environ 50 mètres par rapport au niveau actuel (figure 2-1). Un accroissement extrêmement rapide du volume des glaces se produit à partir de 70.000 ans B.P. et atteint son maximum vers 18.000 ans B.P..

La fonte des glaces a commencé à partir de 15.000 ans B.P. c'est-à-dire très peu de temps après le maximum glaciaire et c'est entre 13.000 et 12.000 ans B.P. que le grand bouleversement climatique s'est produit avec un réchauffement général des continents et des océans (DUPLESSY et al., 1986 ; KALLEL et al., 1988b). C'est à ce moment que la végétation a changé le plus sur l'Europe et en Afrique. La période entre 11.000 et 10.000 ans B.P. était marquée par un arrêt momentané très court de la déglaciation et un retour aux conditions glaciaires froides (Dryas récent). Vers 7.000 ans, la déglaciation s’est achevée. La mer a atteint alors son niveau actuel et les températures de surface des océans étaient, à 1°C près, semblables à celles d’aujourd’hui.

Limite de la côte glaciaire de la Tunisie

Limite de la côte actuelle de la Tunisie

50 km 0 Echelle :

Fig.2-1 : Esquisse de la géographiecôtière de la Tunisie lors du derniermaximum glaciaire (il y a 18000 ans) (d’après KALLEL et ZOUARI, 1993)

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2.1.2. Les variations des précipitations dans la zone intertropicale La circulation atmosphérique générale imprime une marque évidente sur les climats

terrestres actuels. Au voisinage de l'Equateur, le mouvement ascendant de l'air est accompagné par une forte activité convective avec des pluies intenses qui permettent le développement d'une végétation luxuriante (la forêt tropicale). Dans la zone tempérée, l'interférence des masses d'air tropical et polaire conditionne la climatologie. Ces deux masses d'air ne se mélangent pas mais restent séparées par une discontinuité appelée front polaire. Cette zone de front polaire qui comporte un mécanisme violent d'opposition des masses d'air est à l'origine des pluies, des nuages et des tempêtes de la zone tempérée. L'oscillation Nord-Sud de ce front polaire sur plusieurs milliers de kilomètres, fait l'alternance de la pluie et du beau temps typique d'un climat dit tempéré. La zone subtropicale est plutôt caractérisée par un mouvement descendant de l'air. L'air venant des couches supérieures est desséché et la subsidence quasiment permanente de l'atmosphère s'oppose au développement de la convection : la pluie y est exceptionnelle engendrant un régime climatique aride et un paysage désertique (les grands déserts du monde s'étendent entre 15° et 30° de latitude).

Lors du dernier maximum glaciaire, les changements profonds de la circulation atmosphérique générale ont engendré une réduction drastique des précipitations. Les pluies et les neiges ne représentaient qu'un quart des précipitations actuelles. On observe, par conséquent, une extension générale des zones désertiques et une réduction de la forêt en faveur des steppes et des prairies (CLIMAP, 1981). Dans le Sud tunisien, cette période se caractérisait par des dépôts détritiques azoïques d'origine principalement éolienne témoignant d'une aridité continentale accrue et d'une extension du désert (ZOUARI, 1988 ; FONTES et GASSE, 1991).

Pendant le dernier cycle climatique, le régime des précipitations de la zone intertropicale a subi de grands changements qui n'étaient pas systématiquement associés aux grands événements climatiques. Mais, en règle générale, les périodes froides étaient plutôt associées à une aridité continentale et les périodes humides apparaissaient pendant les périodes chaudes.

Différentes études sur le Quaternaire supérieur du Sahara ont montré la présence de plusieurs optimums humides. En Algérie occidentale, deux époques pluvieuses vers 80.000 et 100.000 ans B.P. ont été mises en évidence. Dans la vallée de l'Oued Shati en Libye méridionale, on note l'installation d'un vaste lac à Cardiums peu profond entre 140.000 et 130.000 ans B.P. (KALLEL et ZOUARI, 1993). Dans le Sud tunisien, les recherches récentes ont permis de mettre en évidence des paléolacs interglaciaires avec trois optimums humides; le premier vers 140.000 ans B.P., le second vers 90.000 ans B.P. et le troisième a démarré juste au moment où la déglaciation était en train de s'achever. Cette dernière période pluviale a intéressé tout le Sahara et le Sahel, l'Arabie et le Thar et s'est traduite par l'installation de lacs et de marécages.

Dans le sud tunisien, cette période pluviale qui s’étale entre 11.000 et 4.000 ans B.P.

est caractérisée par des dépôts palustres et lacustres carbonatés localisés notamment dans la basse vallée de l’oued el Akarit (ZOUARI, 1988). COUVERT (1972) a déterminé, pour l'Afrique du Nord, les flores holocènes, non pas d'après les pollens, mais d'après les essences identifiées sur les charbons recueillis dans les foyers préhistoriques ; la reconstitution de l'environnement botanique permet de fixer ainsi la pluviométrie qu‘il implique. Grâce à l'étude de charbons de bois de 8 gisements échelonnés sur une dizaine de millénaires, COUVERT a pu traduire les données botaniques en informations climatiques et tracer ainsi, la courbe des variations paléoclimatiques en Algérie (Fig.2-2) depuis 13.000 ans B.P. D'après cette reconstitution botanique, il conclut à une "pointe" des précipitations vers 10.000 ans B.P (+200 mm par rapport à la pluviométrie actuelle) et une autre "pointe" plus importante (+ 300 mm) entre 8.500 et 7.500 ans B.P suivie d'un "creux" relatif de la pluviométrie.

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Fig.2-2 : Variations paléoclimatiques en Algérie (d’après COUVERT, 1972)

Durant l’humide néolithique (6500-4000 ans B.P), les charbons fossiles indiquent une

pluviométrie très importante atteignant +600 mm par rapport à l'actuel vers 5000 ans B.P. Cet épisode humide est suivi d'oscillations climatiques de faible amplitude jusqu’à une détérioration complète du climat l'amenant au très net Aride Actuel.

En s'inspirant du diagramme de COUVERT (1972) ainsi que des différentes études paléoclimatologiques effectuées au Sahara Septentrional par MUZZOLINI (1982), BEN AMMAR et BESBES (1992) ont reconstitué la pluviométrie sur les zones d'alimentation potentielles de la nappe du Continental Intercalaire depuis 9000 ans (millénaire caractérisé par une pluviométrie équivalente à l'actuel) jusqu'à 0 an B.P. (Tableau 2-1). Cette reconstitution est traduite sur la figure 2-3. Tableau 2-1 : Reconstitution de la pluie et du débit d’infiltration sur les zones d’alimentation potentielles du CI durant l’holocène (BEN AMMAR et BESBES, 1992)

Atlas saharien Tinrhert Dahar Frontières tuniso-

libyennes Temps (ans B.P.)

Climat Saharien P(mm) Q(m3/s) P(mm) Q(m3/s) P(mm) Q(m3/s) P(mm) Q(m3/s)

9000-8500 Aride Actuel 250 5.6 20 0.43 100 2 100 0.58500-8000 450 10 20 0.43 100 2 100 0.58000-7500 550 12.22 20 0.43 100 2 100 0.57500-7000 Grand aride mi- 450 10 10 0.22 70 1.4 70 0.357000-6500 Holocène 400 8.88 10 0.22 50 1 50 0.256500-6000 550 12.22 30 0.65 100 2 100 0.56000-5500 Humide 650 14.44 50 1.08 250 5 200 0.995500-5000 750 16.66 80 1.73 400 8 300 1.485000-4500 Néolithique 850 18.88 100 2.17 500 10 400 1.984500-4000 750 16.66 80 1.73 350 7 350 1.734000-3500 Aride Post- 450 10 65 1.41 250 5 300 1.483500-3000 350 7.78 50 1.08 200 4 250 1.243000-2500 Néolithique 350 7.78 50 1.08 200 4 200 0.992500-2000 300 6.67 30 0.65 150 3 150 0.742000-1500 L'installation 300 6.67 30 0.65 150 3 150 0.741500-1000 de 300 6.67 30 0.65 150 3 150 0.741000-500 l'aride 250 5.6 20 0.43 100 2 100 0.5500-0 actuel 250 5.6 20 0.43 100 2 100 0.5

-100

-200

21

Fig.2-3 : Reconstitution de la pluie sur les zones d’alimentation potentielles du CI durant l’Holocène (D’après BEN AMMAR et BESBES, 1992)

Les informations paléoclimatiques récoltées dans le système aquifère nubien (Libye et Egypte) dénotent que le climat, dans ce système, a souvent évolué entre l’humide, le semi-aride et l’aride (THORWEIHE et HEINL, 1996). Des facteurs évidents de paléoclimats peuvent être trouvés dans les isotopes des eaux souterraines, et dans les sédiments quaternaires (PACHUR et KRÖPELIN, 1987). On peut conclure qu’il y avait plusieurs phases plus humides au cours des 20.000 dernières années. Le climat, à cette période, était semi-aride, comme indiqué par MANSOURI (1988), la pluie moyenne était d’environ 300 mm. La dernière de ces phases plus pluvieuses avait commencé il y a 8000 ans, et s’est achevée il y a 4000 ans. Les analyses isotopiques (datations par radiocarbone en combinaison avec le deutérium et l’oxygène-18) ont apporté une importante contribution à la clarification de l’histoire de la formation et l’origine de l’eau souterraine pendant le Pléistocène et l’Holocène. On a depuis longtemps l’opinion que l’eau souterraine dans le Sahara hyper-aride devrait provenir des eaux d’anciennes périodes pluvieuses. LES ISOTOPES STABLES 2H et 18O

La contribution actuelle aux nappes du Sahara septentrional, considérée faible voire absente, est mise en évidence par la géochimie isotopique; les teneurs moyennes en oxygène-18 des eaux de la nappe du CI (δ18O = -8,4 0/00) (ZOUARI et al., 1985) sont très appauvries par rapport à la moyenne retenue des précipitations actuelles (δ18O = -5 0/00). De plus, les teneurs très faibles en carbone-14 (activité de l'ordre de 2 à 3% de carbone moderne (ERESS, 1972d)) et l’absence de tritium militent également en faveur d'une eau fossile qui s'est probablement rechargée pendant des époques du Quaternaire supérieur, plus humides que l'actuel (ZOUARI, 1988 ; ZOUARI et MAMOU, 1992). Cette recharge actuelle limitée ne pourrait donc pas, à elle seule, expliquer la présence de ces stocks énormes d'eau observables aujourd'hui dans les nappes profondes du Sud tunisien et du Sahara. Par conséquent, des conditions climatiques passées plus favorables semblent être responsables de ces réserves en eau (KALLEL et ZOUARI, 1993).

Par ailleurs, la teneur en deutérium et oxygène-18 (δ2H et δ18O) des eaux souterraines du Sahara septentrional, l’âge du radiocarbone qui est essentiellement supérieur à 20.000 B.P. (SONNTAG et al., 1979), montre un net gradient ouest-est comme celui trouvé dans les pluies hivernales et eaux souterraines européennes (fig.2-4). Ce schéma de distribution isotopique indique, par conséquent, que le Sahara septentrional avait reçu des pluies hivernales provoquées par les poussées d’ouest antérieures à la culmination de la dernière période glaciale qui a engendré une recharge locale des nappes (SONNTAG

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et al., 1978). Cet influx de vent d’ouest peut être entraîné dans le Sahara oriental où des gradients de (δ2H et δ18O de directions Est étaient réorientés Sud–Est à travers un influx croissant des masses d’air humides de la Méditerranée. Plus au Sud, les eaux souterraines deviennent isotopiquement plus lourdes, ce qui indique que le Sahara méridional a toujours reçu les pluies d’été convectives des tropiques provoquées par les masses d’air humides de l’Océan indien, de la pluie de l’Afrique de l’Est ou plus à l’Ouest du Golfe de Guinée au cours des périodes humides anciennes. Probablement, la limite entre les influences de la pluie hivernale de l’Atlantique et la pluie d’été tropicale trace les unités morphologiques dominantes des montagnes du Hoggar, Tibesti, Ennedi, Jebel Marra et les régions montagneuses éthiopiennes.

Les données de δ2H et δ18O de la paléo-eau souterraine du Sahara septentrional montrent une différence notable par rapport aux eaux souterraines récentes (fig.2-4).

Fig.2-4 : Présentation des isotopes stables 2H et 18O des eaux souterraines récentes en Europe et Paléo-eaux souterraines en Afrique du Nord. (d’après SONNTAG et al., 1979 ; in THORWEIHE et HEINL, 1996).

Les valeurs ne sont pas en accord avec "la ligne des eaux météoriques mondiales" sur laquelle se trouvent la précipitation, le sol et les eaux souterraines du cycle météorologique moderne mais plutôt étalé juste vers la droite. Le fait que "la ligne des eaux météoriques mondiales" coupe les axes du Deutérium avec +10%o (excès de Deutérium) est indiqué comme fractionnement cinétique d’isotopes sous forme de vapeur d’eau au dessus de la mer qui dépend de l’humidité relative de l’atmosphère. L’excès de Deutérium des paléo-eaux souterraines du Sahara de +5%o indique un moindre fractionnement isotopique dans l’évaporation de l’eau océanique ; ce qui signifie qu’il y avait une humidité relative élevée de l’atmosphère au-dessus de l’océan pendant la dernière période glaciale (approximativement 90%) comparativement aux 80% actuelle. Puisque la teneur en 2H et 18O dans l’eau souterraine change à peine (en ne tenant pas compte de l’enrichissement isotopique dû aux effets de l’évaporation, cela devrait en général causer un déplacement très perceptible des valeurs de δ2H et δ18O vers la droite de "la ligne des eaux météoriques mondiales"), l’existence de la configuration montrée ci-dessus de la représentation des valeurs de δ2H et δ18O des paléo-eaux souterraines du Sahara implique qu’un écoulement souterrain régional actuel peut prendre place seulement le long des lignes d’isovaleurs de δ2H et δ18O.

Eau souterraine récente Europe

Eau souterraine fossile Sahara septentrional

FranceAllemagne

Norvège

Grand Erg

B i dDésert septentrional Egyptien

Les cartes de gauchemontrent la baisse duDeutérium en rapportavec le SMOW, lesdiagrammes à droite larelation 2H/18O modifiéed’après SONNTAG etal., 1979 ; inTHORWEIHE et HEINL,(1996).

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AGE DU RADIOCARBONE DANS L’EAU SOUTERRAINE À travers le temps de séjour d’une formation carbonatée dans la zone non saturée, le

radiocarbone organique dans l’eau souterraine atteint une activité initiale correspondant à une valeur récente. Si la dureté du carbonate est en état d’équilibre, l’activité du radiocarbone dans l’eau souterraine baisse de façon exponentielle conformément à la loi de décroissance radioactive ; par conséquent, analytiquement, les âges du radiocarbone dans l’eau peuvent être mesurés. L’âge radiométrique d’un échantillon d’eau souterraine correspond au temps de séjour moyen de tous les composants de l’eau qui se trouvent dans l’échantillon. Ceci peut représenter des âges variés à cause des différents spectres de transit. Pour cette raison, l’âge radiométrique de l’eau souterraine ne devrait pas être assimilé à son âge hydrodynamique à cette période. La dispersion du contenu en radiocarbone dans l’aquifère dépend des conditions hydrauliques du système. Deux mécanismes extrêmes sont présentés sur la figure 2-5. 1) Modèle d’écoulement en piston : Dans un aquifère confiné où les affleurements aquifères sont localisés loin des points d’échantillonnage, les composants de l’eau dans chaque échantillon ont parcouru les mêmes distances. Des diffusions négligeables agissent sur la trajectoire vers le point d’échantillonnage, le contenu en radiocarbone d’un événement infiltrant est poussé dans l’aquifère comme un piston à travers lequel la concentration en radiocarbone décroît uniquement par le biais de la désintégration radioactive. Dans ce scénario, l’activité du radiocarbone de l’événement d’infiltration de l’eau souterraine apparaîtra au point d’échantillonnage comme un pic singulier. En d’autres termes, l’activité du radiocarbone dans un échantillon d’eau représente un âge de la formation de l’eau souterraine. Fig.2-5 : Dispersion des traceurs dans des aquifères confinés et non confinés (d’après THORWEIHE et HEINL, 1996). T : temps de séjour du traceur, τ : durée de vie moyenne du radioisotope, C0 : activité initiale, C : activité mesurée, n : nombre de boites pour le mélange. 2) Modèle exponentiel : Dans un aquifère phréatique où la formation de l’eau souterraine par infiltration directe est possible, les composants de l’eau dans un échantillon proviennent de différents points d’infiltration. Ainsi les composants de l’eau ont parcouru différentes distances, et par conséquent représentent différents âges. Le contenu en radiocarbone d’un événement d’infiltration sur tout le périmètre du système sera mélangé avec les contenus d’autres événements et l’activité décroîtra de façon exponentielle. Dans ce scénario, les âges de

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l’eau souterraine basés sur le contenu en radiocarbone sont seulement des âges apparents (Fig.2-6). Fig.2-6 : Fréquence de distribution des âges apparents du 14C des eaux souterraines du Sahara basés sur une teneur initiale en 14C de 85 pmc (d’après THORWEIHE et HEINL, 1996).

Le maximum de distribution de l’âge est interprété comme périodes à climat humide avec recharge d’eau souterraine, le minimum représente des périodes à climat aride ou semi-aride durant lesquelles il n’y a pas de recharge d’eau souterraine considérable. Par conséquent, le radiocarbone daté des eaux souterraines du Sahara montre une longue période humide qui s’est terminée, il y a approximativement 20.000 ans.

Les différentes phases d’humidité dans cette période pluvieuse ne peuvent être différenciées en se basant sur le contenu en radiocarbone puisque l’erreur statistique de la datation du radiocarbone est approximativement de 0.5 pmc. À un âge de 20.000 ans (= 7 pmc 14C) l’erreur de mesure est environ de 500 ans, mais à 30.000 ans (= 2 pmc 14C) une erreur de mesure jusqu’à 2000 ans est possible.

Entre 20.000 et 14.000 B.P., la période de culmination de la période glaciale du Würm en Europe, il y avait un minimum significatif de recharge d’eau souterraine représentant une période climatique semi-aride ou aride. Plus tard, après 14.000 ans B.P., plusieurs datations de radiocarbone ont enregistré une période humide à partir du début de l’Holocène, entraînant la formation d’eau souterraine. A cause de l’incohérence des mesures au radiocarbone et à cause de l’inhérente incertitude dans l’estimation de la teneur initiale en radiocarbone, la subdivision de l’Holocène en périodes humides et sèches est impossible par datation de l’eau souterraine, puisque l’erreur de datation tombe dans l’intervalle de ± 1000 ans même dans ces eaux souterraines relativement jeunes. Quand on fait la datation au radiocarbone, on trouve le même spectre d’âge des 40.000 dernières années dans toutes les nappes d’eau souterraines dans le Sahara (fig.2-7). La recharge minimale entre 20.000 et 14.000 ans B.P. n’est, cependant, pas toujours significative à cause des statistiques souvent pauvres. La figure 2-7 montre la fréquence de distribution des âges apparents du 14C des eaux souterraines dans différentes régions du Sahara.

Chaque échantillon estreprésenté par un périmètreunitaire, le périmètre total del’histogramme est égal aunombre total deséchantillons. Les ± indiquentles erreurs statistiques.

Fréq

uenc

e d'

anal

yse

25

L’histoire climatologique des 40.000 dernières années du Sahara septentrional peut être résumée dans le tableau 2-2 ci-dessous (MANSOURI, 1988) : Tableau 2-2 : Histoire climatologique des 40.000 dernières années au Sahara septentrional (MANSOURI, 1988) Âge Climat 0-4000 Transition climat actuel 4000-10000 Période post-glaciale chaude pluviale (régime du golfe de guinée) 10000-14000 Forte variation climatique. Pluie hivernale 14000-20000 Semi-aride froid 20000-40000 Pluies hivernales (régime atlantique). T° variable

2.1.3. Les variations de l'hydrologie de la Méditerranée La Méditerranée, qui borde, vers le Nord, le Sahara, a subi également des variations

hydrologiques spectaculaires pendant le dernier cycle climatique en relation avec le régime de précipitation sur cette région. En effet, l'étude des carottes de sédiment marin en Méditerranée orientale montre la présence de cinq sapropèles (niveaux de sédiments de quelques centimètres d'épaisseur très riches en matière organique avec un taux dépassant 2%) S1, S2, S3, S4, et S5 pendant les derniers 140.000 ans. Les âges de ces sapropèles sont respectivement de 8.600, 52.000, 80.000, 99.000 et 120.000 ans B.P (KALLEL et ZOUARI, 1993). Ces sapropèles sont l'indication d'un milieu très appauvri en oxygène dissous et sont interprétés comme le résultat de la stratification de la colonne d'eau en Méditerranée orientale causée par un apport d'eau douce en surface. La diminution de la salinité de l'eau de surface de la Méditerranée avait ainsi empêché toute formation d'eau profonde pendant l'hiver (actuellement les eaux très salées de la Méditerranée se refroidissent pendant l'hiver augmentant ainsi de densité et plongeant en profondeur). Il s'agit là soit d'un apport d'eau douce à partir du continent Sud (Nil, Golfe de Syrte, Sud de la Tunisie etc.), soit d'une période pluvieuse sur toute la Méditerranée et ses pourtours. Le dernier sapropèle S1 de la Méditerranée centré autour de 8600 ans B.P (FONTUGNE et al.; in KALLEL et ZOUARI, 1993) coïncide avec l'optimum de la période humide du Nord de l'Afrique.

Fig.2-7 : Fréquence de distribution desâges apparents du 14C des eauxsouterraines dans différentes régions duSahara (SONNTAG et al., 1979 inTHORWEIHE et HEINL, 1996)

Fréq

uenc

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anal

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26

2.2. Interprétations des variations climatiques Les recherches sur les modifications des milieux naturels sahariens depuis 40.000

ans ont fait d'énormes progrès au cours de ces dernières années surtout à la bordure méridionale du désert. ROGNON (1976) a essayé de dégager le sens de ces modifications pour chaque grande période : un Sahara relativement humide au Würm moyen (40.000 à 20.000 ans B.P.), le déplacement vers le Sud des zones climatiques lors de l'accentuation du froid (20.000-12.000 ans B.P.), les changements climatiques majeurs de l'Holocène inférieur (11.000 à 6.000 ans B.P.) et enfin l'établissement du climat actuel (depuis 6.000 ans B.P.).

2.2.1. Un Sahara relativement humide au Pléistocène supérieur (40.000 à 20.000 ans B.P.)

Malgré la rareté des témoignages et la plus grande imprécision des moyens de datation, cette période que l'on pourrait appeler le «Würm moyen», correspond au Sahara à une augmentation des précipitations sur les bordures septentrionale et méridionale. Le détail de ces fluctuations nous échappe encore mais on peut dire que ces excédents hydrologiques se sont traduits pendant dix ou vingt millénaires (40.000 à 20.000 ans B.P.) par le développement de grands lacs au Sud et de grands cours d'eau au Nord (Fig.2-8). A cette époque, se développent les civilisations atériennes, particulièrement bien représentées dans tout le Sahara septentrional. Ce peuplement humain est probablement la conséquence de ce climat plus favorable, mais seuls les arguments tirés des milieux naturels peuvent déboucher sur des interprétations climatiques. Les principaux arguments pour reconstituer les climats de cette époque sont : a) Les preuves d'un grand dynamisme des cours d'eau au Sahara septentrional dont les principaux arguments proviennent des terrasses ou des constructions alluviales très développées le long des grands cours d’eau issus de l’Atlas. Baptisés « soltaniens » dans le Sud marocain ou « saouriens » dans le Sud algérien, ces dépôts sont encore mal datés. Leur interprétation est également délicate car, en général, l’accumulation d’alluvions est plutôt un signe de déficit hydrologique. Mais ces terrasses le long de la Saoura peuvent atteindre 25 m d’épaisseur et elles passent, à l’aval du Foum el Kheneg, à des alternances de dépôts lacustres et de sables à encroûtements calcaro-gréseux. Même en admettant qu’une partie de ces sables, d’aspect éolien, peut provenir de remaniements d'un erg antérieur ou même de dépôts éoliens de l'époque, remaniés par les crues, il faut envisager un cours d'eau beaucoup plus puissant que l'oued actuel pour transporter ces alluvions sur des centaines de kilomètres et assurer une alimentation suffisante à des lacs à l'aval. Cette formation alluviale s'est mise en place dès avant 40.000 ans B.P. et jusqu'à 14.000 (CONRAD, 1969) et l'absence de période de ravinement permet de supposer que le dépôt a été continu. Une étude récente (WENGLER et VERNET, 1992 ; in ROGNON et COUDE-GAUSSEN, 1996) plaide en faveur d’un climat relativement humide au Maghreb entre 27.000-25.000 et 18.000 ans B.P.. D’une manière générale, les terrasses alluviales « soltaniennes » témoignent de longues périodes d’inondations des vallées jusqu’après 18.000 ans B.P. (ROGNON, 1987b). A cette époque, entre 38.000 et 18.000 ans B.P. (CONRAD, 1969), les bas pays de l'Ahnet, situés tout à l'aval du réseau de la Saoura et vers 26° N sont couverts de lacs à Cardium et Ostracodes d'eaux douces. Ces lacs résultent de l'existence de circulations profondes alimentées par des écoulements superficiels sur le pourtour du bassin. Mais, en dehors des grandes nappes aquifères, CONRAD remarque que les cuvettes fermées de très petite taille, comme par exemple les creux des topographies dunaires antérieures, ont été occupées par des lacs plus tardivement. Ainsi, dans l'erg Chech, la période humide ne commencerait que vers 22.000 ans B.P. (CONRAD, 1969). b) Les dépôts lacustres du Sahara méridional où chaque période pluviale s’est traduite par l'extension de lacs dans des cuvettes endoréiques (Mauritanie, Tchad) ou des fossés tectoniques étroits (Afar) ou encore entre les édifices dunaires ayant désorganisé l'hydrographie (Niger, Sénégal)

27

Fig.2-8 : Carte de localisation et de quelques limites climatiques actuelles (d’après ROGNON, 1976)

2.2.2. Le déplacement vers le Sud des zones climatiques en relation avec l’accentuation du froid (20.000 – 12.000 B.P.)

Le refroidissement de l’Atlantique qui a atteint son maximum vers 17.000 ans B.P. a des conséquences très importantes pour les climats des régions bordières, même aux latitudes tropicales. Nous mentionnons ici celle observée au Sahara septentrional et central à savoir le refroidissement aux latitudes méditerranéennes. Ce refroidissement aux latitudes méditerranéennes se traduit par : a) Des précipitations qui augmentent encore sur le Sahara septentrional et central : La forte humidité, constatée au pied de l'Atlas à la période précédente, se renforce. Les analyses polliniques effectuées aussi bien dans le Sud Tunisien (COQUE, 1962) que dans la vallée de la Saoura (BEUCHER, 1971) reconstituent une flore plus hygrophile et adaptée à des températures plus fraîches. Les pluies s'étendent également plus au Sud sur le Sahara. En effet, ce Pluvial dure au moins depuis 40.000 jusqu'à 12.000 ans B.P. au pied de l'Atlas, mais commence peut-être vers 22.000 ans B.P. seulement dans l'Erg Chech où la nappe affleurait réellement dans tous les creux intermédiaires vers 15.000 ans B.P. (CONRAD, 1969). Une grande cuvette comme celle de l'Ahnet, située plus au Sud, mais alimentée par des nappes, était cependant déjà couverte d'eau depuis au moins 34.000 ans B.P. Les montagnes du Sahara central ont connu à cette époque un Pluvial très accentué. Celui-ci est caractérisé, dans l'Atakor (Hoggar), par un couvert végétal et des sols typiquement méditerranéens, par des lacs à diatomées d'eaux fraîches et par l'existence de névés importants aux altitudes supérieures à 2300-2400 m (ROGNON, 1967). Une moindre évaporation, la fréquence des précipitations au cours de la saison fraîche et l'abondance de la neige expliquent le caractère beaucoup plus bénéfique de ces précipitations sur les montagnes du Sahara central où les rares pluies actuelles sont des orages de saison chaude. En particulier, ces pluies cycloniques prolongées étaient capables d'alimenter des écoulements importants et une infiltration très efficace, ce qui explique l'apparition de lacs.

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Ces pluies et ces neiges étaient apportées par une circulation d'Ouest de type cyclonique comme l'indique la localisation systématique des névés de l'Atakor en position de suralimentation à l'Est des grands sommets (ROGNON, 1967). b) Un déplacement vers le Sud de la circulation cyclonique :

Pour rendre compte de ces précipitations importantes et bien réparties sur l'année (cf. la persistance des névés dans l'Atakor) jusqu'au Sud du Tropique, il faut admettre que les fronts polaires, souvent dédoublés à l'heure actuelle et soumis à un très fort balancement saisonnier (du Sud marocain en hiver à la Norvège septentrionale en été), se localisaient toute l'année à des latitudes beaucoup plus basses. En conséquence, les trajectoires des dépressions cycloniques passaient beaucoup plus fréquemment sur le Sahara septentrional et central, c'est-à-dire à 1.000 ou 1.500 km plus au Sud que leurs trajectoires actuelles d'hiver. Ce déplacement s'explique facilement par l'intervention des masses d'air refroidies issues de l'inlandsis européen et des Alpes. Les vents froids et secs provenant de ces anticyclones permanents déposent alors des lœss sur toute la bordure septentrionale de la Méditerranée (BRUNNAKER, 1969). Les dépressions cycloniques abordaient alors directement le Maghreb et passaient, très fréquemment, au Sud de l'Atlas, sur tout le Sahara septentrional et même central (Fig.2-9).

Si l'on en juge par quelques situations météorologiques actuelles reproduisant les conditions où interviennent des masses d'air froid continental, les pluies à cette époque devaient avoir à la fois de longues durées et surtout de fortes intensités. En effet, les graves inondations de Tunisie en octobre 1969 (KASSAB, 1973) se sont produites alors qu'un anticyclone dynamique, installé sur le Sud de l'Europe, dirigeait un air froid continental d'E ou NE sur la Tunisie et se conjuguait avec l'arrivée d'une « goutte d'air » froide d'origine atlantique à haute altitude. Les inondations des 26-27 mars 1974, sur le Nord de la Tunisie ont également eu pour origine un anticyclone mais installé sur l'extrême Ouest de l'Europe à la suite d'une « descente » d'air polaire. Les dépressions cycloniques déviées vers le sud et rechargées en humidité sur la Méditerranée ont provoqué des pluies de forte intensité (74 mm à Tunis en 24 heures) sur l'Est algérien et le Nord de la Tunisie. La fréquence de pluies prolongées et très intenses explique probablement la grande puissance des cours d'eau, mais aussi le façonnement des glacis « würmiens » par des ruissellements intenses au pied de l'Atlas (Anti-Atlas, Aurès, Sud Tunisien) mais même en plein centre du Sahara (au pied des cuestas des plateaux calcaires mésozoïques; à Amguid aux Tassilis, etc.).

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Fig.2-9 : Carte des mécanismes proposés pour expliquer les climats du Sahara vers 27.000-24.000 ans B.P. (avant l’accentuation de la dernière glaciation) et vers 17.000-15.000 ans B.P. (au maximum du würm tardif). (d’après ROGNON, 1976)

2.2.3. Les changements climatiques majeurs de l’Holocène inférieur 11.000 à 6.000 ans B.P.

Cette période est caractérisée par un rapide déplacement des climats arides. Vers

12.000-11.000 ans B.P., on assiste à l’invasion du Sahara méridional hyperaride par les premiers lacs, tandis que le Nord du Sahara s’assèche. a) Les manifestations de cette aridité sont les suivantes :

a-1) Sur les artères hydrographiques :

Après un Pluvial qui a duré au moins une vingtaine de millénaires, les oueds s'assèchent sur la bordure de l'Atlas. Vers 14.000 ans B.P., la Saoura commence à s'enfoncer dans sa terrasse « saourienne » au cours d'une période aride qui dure jusque vers 6.000 ans B.P. Un hiatus de 7.000 ans environ existe alors aussi bien dans l'évolution sédimentologique que préhistorique et la phase majeure d'édification du Grand Erg Occidental actuel se place «entre le Pléistocène supérieur et l'Holocène» (CONRAD, 1969). Plus à l'Est, dans la région de Biskra la période située entre 11.000 et 5.400 ans B.P. correspond à de grands épandages d'oueds semi-arides intercalés entre deux phases humides : l'une antérieure caractérisée par une évolution pédologique à concrétions calcaires (au Saourien) et l'autre postérieure représentée par des épandages de limons bruns à gastéropodes et ossements (WILLIAMS, 1970). Dès 1962, COQUE avait montré qu’en Tunisie présaharienne, les premiers indices d'assèchement apparaissent vers 16.000 ans B.P. et que cette aridité aurait duré environ 8.000 ans jusque vers 8.000 ans B.P., entraînant un creusement linéaire dans les piedmonts de l'Atlas (par suite de l'espacement

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des crues et de la baisse de leurs débits) et une déflation importante sur les chotts asséchés.

a-2) Le déplacement des sables :

Dans le secteur de Laghouat, une nappe de sables éoliens s'installe sur les glacis « würmiens » entre 12.000 et 8.000 ans B.P. (ESTORGES et al., 1969). Plus au Sud-Est, l’aridification progressive du climat dans la région d'Ouargla se traduit par le dépôt d'évaporites ; la formation d'ergs commence avant 9950 ±130 ans B.P. et se termine après 7900 ±110 (AUMASSIP al., 1972). Dans ce secteur, des périodes de déflation ou d'accumulations éoliennes précèdent les industries épipaléolithiques et les séparent également de celles du Néolithique. Dans l’O. Mya, jusqu'à 200 km au Sud d'Ouargla, le vent a été le principal agent de transport de l'Épipaléolithique jusqu'au Néolithique et la pulsation humide néolithique elle-même a été faible puisque les sebkhas étaient asséchées, le ruissellement inefficace et l'action du vent est restée prédominante (ESTORGES et al., 1971). b) Essai de corrélation avec le domaine méditerranéen:

Elle est basée sur l’existence d’une période sèche au Maghreb : Cette sécheresse semble avoir régné épisodiquement à l'intérieur même du Maghreb.

Ainsi le Boréal a été une période très sèche sur le piedmont nord de l' Aurès, avec toutefois un climat doux et plus humide lors des dépôts limoneux à escargotières de la civilisation capsienne que BALLAIS (1974) situe après 9280 et avant 7.500 ans B.P. Une reconstitution plus précise, à partir de charbons provenant de divers gisements préhistoriques (COUVERT, 1972) indique, pour l' Algérie, un climat très sec depuis 14.000 ans B.P. au moins jusqu'à 9.000 avec deux petites phases plus humides, l'une vers 10.500-10.000 ans B.P., l'autre entre 8.500 et 7.500 (fig.2-10). Or ces deux pics de pluviosité correspondent assez curieusement avec les brusques phases d'assèchement signalées au Tchad par SERVANT et, pour celle de 8500-7500 ans B.P. plus généralement, à la bordure sud du Sahara. Ces concordances entre phase pluvieuse au Nord et sécheresse au Sud peuvent être invoquées à l'appui du mécanisme du balancement climatique qui serait sensible à l'échelle du millénaire, comme à celle du Würm tardif (104 années) ou à celle de la dizaine d'années (sécheresse au Sahel de 1968-1973). Il faut remarquer pourtant que ces deux pics pluviométriques se situent dans un contexte tout à fait différent :

• le premier est encore contemporain d'un refroidissement avec renforcement de l'anticyclone européen (Dryas III). En effet, alors que les forêts ouvertes remplaçaient la steppe à armoises au Nord de la Méditerranée pendant le Tardiglaciaire, elles sont à nouveau repoussées par la steppe pendant le "Younger Dryas" (VAN DER HAMMENT. et al., 1971). Les trajectoires cycloniques sont donc déviées vers le Sud sur le Maghreb ;

• le second correspond au maximum du réchauffement au Maghreb (COUVERT, 1972), il semble correspondre à la fin d'une sécheresse plus générale sur la Méditerranée. Ainsi dans le Midi de la France, la période sèche würmienne avait fait place à une forte humidité lors du réchauffement (14.000 à 9.000 ans B.P.) (ESCALON, 1969). Mais ensuite le Préboréal et le début du Boréal représentent un épisode chaud et plus sec d'après les analyses polliniques faites dans les Pyrénées orientales (JALUT, 1971), avant ce retour à des conditions plus humides. Ces oscillations climatiques semblent correspondre aux grandes coupures entre les

civilisations préhistoriques d'Afrique du Nord (CAMPS et al., 1969) : après l'Atérien (40.000 à 26.000-24.000 ans B.P.) contemporain du grand pluvial würmien, la civilisation ibéro-maurusienne (14.000 à 10.500 ans B.P.) correspond à la phase d'assèchement progressif du climat. Le Capsien supérieur, avec ses industries à lamelles et ses escargotières, se situerait lors du second pic humide entre 8.500 et 7.500 ou 7.000 ans B.P.

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Fig.2-10 : Évolution comparée des pluies au Nord et au Sud du Sahara pour l’Holocène inférieur et moyen : d’après la couverture végétale pour le Maghreb au Nord (COUVERT, 1972) et d’après l’évolution du niveau du lac Tchad au Sud (SERVANT, 1974 ; in ROGNON, 1976).

2.2.4. Etablissement du climat actuel : 6.000 ans à 0 an B.P. 2.2.4.1. Signification du Pluvial Néolithique :

Dans l'état actuel des connaissances, il est très difficile d'établir une carte des climats du Sahara à cette époque. En effet, au «Néolithique ancien», on ne voit pas apparaître d'opposition nette entre une bande désertique et ses bordures. Des traces d'humidité sont signalées en de très nombreux points sans répartition logique apparente. Au Sahara méridional, les niveaux des lacs sont encore très élevés à 6.000 ans B.P. et amorcent leur régression après 5.000 ou 4.000 ans B.P. (fig.2-10). C'est l'époque du Néolithique «de tradition soudanaise» au Sahara méridional et central, qui débute vers 6.000-6.400 ans B.P. et s'achève vers 3400 ans B.P. (CAMPS et al., 1969). A Tihodaïne, les dépôts marécageux ont été datés de 4900 ±300 ans B.P. (THOMAS, 1974) en plein centre du Sahara. Au Sud-Est du Tibesti, le lac Ounianga Kebir s'élève à 40 m plus haut que son niveau actuel à 6160 ±165 ans B.P. et, au Nord du massif, des lacs à accumulation calcaire ont été datés de 5300-5100 ans, accompagnés de pollens de flore à la fois méditerranéenne et sahélienne (PACHUR, 1975 ; in ROGNON, 1976). Mais à la même époque, des lacs réapparaissent dans l'erg Chech entre 6.000 et 3.000 ans B.P. (CONRAD, 1969) et des dépôts calcaires ou des paléosols indiquent une humidité accrue dans les Monts d'Ougarta entre 5.000 et 4.000 ans B.P. Plus au Nord, la Saoura construit sa basse terrasse couverte de végétation palustre vers 6.000 ans (6160 ±320 ans B.P.) (CONRAD, 1969). Cependant la distribution géographique des gisements préhistoriques dans le Nord du Sahara «est incompatible avec l'idée admise jusqu'ici de vastes étendues d'eau néolithiques comparables à celles qui ont été mises en évidence dans le Sahara méridional et central» (ESTORGES et al., 1971 ; in ROGNON, 1976). Ce Pluvial du Néolithique ancien était donc plus accentué au Sahara méridional et central, tandis que le Sahara du Nord présentait des nuances plus sèches. Ceci est d'ailleurs confirmé par les trois baisses de niveau du lac Fayoum vers 6000 et 5000 ans B.P. dans le Nord de l'Égypte (BUTZER, 1961 ; in ROGNON, 1976), probablement en

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relation avec l'instabilité de la ceinture anticyclonique tropicale à cette époque. Mais on a l'impression ainsi d'une atténuation notable de l'aridité saharienne durant le Néolithique ancien. En effet, vers 6000 ans B.P., les conditions générales du climat sont celles d'un Interglaciaire. La transgression post-glaciaire a entraîné l'invasion de baies peu profondes sur la côte de Mauritanie. Le littoral saharien est alors baigné par des eaux tièdes (Nouakchottien, daté de 5500 ans B.P.). Sur les océans tropicaux, l'évaporation est intense puisque EMILIANI (1961 ; in ROGNON, 1976) a montré que la température des eaux de surface de l'Atlantique équatorial atteignait 29° (actuellement 28°). Cette humidité est transportée par la mousson qui s'avance fort loin vers le Nord sur le Sahara où les anticyclones sont dans leur position, la plus élevée en latitude. En revanche, la disparition des inlandsis et de la banquise jusque sur une partie de l'Océan Arctique, diminue considérablement la «réserve de froid» de l'hémisphère nord. Le jet-stream est ralenti à cause du faible gradient thermique ; les anticyclones tropicaux, peu alimentés en air polaire, s'atténuent et se fragmentent (ROGNON, 1976).

2.2.4.2. La baisse en latitude des hautes pressions tropicales : Les anticyclones se déplacent vers leur position actuelle et se renforcent a) Au Sahara central

Divers sites préhistoriques indiquent une disparition du peuplement néolithique entre 5000 et 4000 ans B.P. On peut citer le gisement de Meniet au Hoggar, caractérisé encore par une végétation arbustive méditerranéenne (chêne vert, pin d'Alep, etc...) où l'occupation se termine vers 5450 ±300 ans B.P. ; plus au Sud à l'Adrar Bous au NE de l' Aïr, HUGOT obtient une date très voisine (5180 ±300 ans B.P.). Dans les Tassilis, à l'Acacus, près de Chat (25° N) après un épisode humide entre 7600 et 5800 ans B.P., une végétation semi-aride se développe (Acacias, Balanites, Artemesia herba alba, Aristida) avec de grandes étendues marécageuses à Typha, entre 5500 et 4500 ans B.P. (BUTZER, 1966). Ensuite, les sables éoliens marquent l'installation du désert actuel. Enfin dans les Tassilis, à 200 km au SE de Djanet (23° N), les préhistoriens du CRAPE (Alger) ont fouillé (en 1976) un gisement (ln Hanakaten) où des habitats se sont succédé de 8000 à 4000 ans B.P. entre une période aride antérieure, caractérisée par des sables et des éboulis stériles, et le retour à l'aridité conduisant aux conditions actuelles.

b) Ce glissement vers le Sud entraîne un accroissement des pluies sur les franges méditerranéennes :

L'évolution climatique du Sahara septentrional est encore très mal connue pour cette époque. Il serait très important de préciser les dates réelles d'apparition des petits lacs dans l'erg Chech ou l'erg occidental que CONRAD (1969) situe entre 6000 et 3000 ans B.P. En effet, le Maghreb connaît vers 5000 ans B.P. un maximum de pluviosité (COUVERT, 1972) (fig.2-10) et dans le Sud marocain, la terrasse rharbienne, considérée comme contemporaine d'une période humide, est légèrement postérieure au maximum de la transgression flandrienne.

2.3. Les causes probables de ces changements climatiques La synthèse de ROGNON (1976) permet d'envisager un certain nombre d'hypothèses sur les mécanismes climatiques responsables de ces modifications. Jusqu'ici, en effet, on s'est contenté d'explications beaucoup trop sommaires, comme celle du « balancement climatique ». En fait, il faut rechercher les causes de ces variations souvent très loin du Sahara. En effet, à la différence des régions de hautes latitudes où les influences climatiques locales ont un très grand rôle (anticyclones thermiques), l'explication des modifications du jet-stream met en cause tout l'équilibre thermique du globe (anticyclones dynamiques). Certaines causes de variations ont leur origine en Europe, en Sibérie, ou même sur

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l'Atlantique. Cinq de ces mécanismes fondamentaux sont analysés ici et illustrés à l'aide d'exemples au cours de chacune des grandes périodes climatiques définies ci-dessus. 2.3.1. Les modifications des caractéristiques du jet-stream aux différentes époques Cette question paraît la plus importante puisque ce courant atmosphérique est la cause première de l'aridité. Mais aussi la plus difficile car ce courant de haute altitude ne laisse guère de traces au sol dans l'histoire géologique... a) Les différences de gradient thermique

Puisque ce vent est la conséquence directe des gradients de température, on ne peut apprécier sa vitesse dans le cadre étroit du Sahara. C'est pourquoi nous avons constamment été amené à faire intervenir les connaissances acquises sur les températures des régions tempérées ou équatoriales. Or on s'aperçoit qu'effectivement les mécanismes climatiques des diverses époques considérées s'expliquent par les mêmes lois qu'actuellement :

• l'hyperaridité très décalée vers le Sud au maximum du Würm tardif ; • l'atténuation du désert lors du réchauffement qui homogénéise les températures vers

6000 ans B.P. • le retour à une ceinture de hautes pressions plus dynamique vers 4800 ans B.P., etc…

b) L'onde planétaire Celle-ci a aussi un rôle très important puisqu'elle influence la position exacte du jet-stream au-dessus de l'Afrique. Nous avons essayé d'en fournir deux exemples pour expliquer :

• la position « haute » des pluies tropicales au Würm moyen, en faisant intervenir l'inversion complète de l'onde planétaire sur les Rocheuses, origine de la série d'ondes qui se créent le long du jet-stream jusque sur l'Eurafrique.

• la position du jet-stream lors du Würm tardif. En effet, dans la répartition des températures à la surface du globe, la règle veut que les façades occidentales des continents soient bien plus tièdes que les façades orientales aux latitudes tempérées (à cause de la circulation cyclonique d'Ouest). Or l'inlandsis scandinave a créé une énorme anomalie, dont on n'a pas encore calculé toutes les conséquences paléoclimatiques. La création d'ondes planétaires très originales sur l'Afrique en est une.

c) Le déplacement saisonnier

Ce déplacement est, a priori, l'une des lois immuables des mécanismes climatiques puisqu'il dépend du mouvement apparent du soleil de part et d'autre de l'Équateur. Or dans l'histoire climatique de ces 50.000 ans, le rôle de ces oscillations du jet-stream avec les saisons semble avoir été très inégal. On retrouve, par exemple, ces oscillations (avec des régimes à sécheresse saisonnière très défavorables à l'existence des lacs) vers 15.000-12.000 ans B.P. probablement et depuis 4000-3000 ans B.P. Mais à d'autres époques, ces oscillations sont sorties du domaine saharien qui nous occupe. Ainsi : • au cours du Würm tardif, les hautes pressions restaient toute l'année très basses en

latitude, bloquées par les énormes sources de refroidissement boréale et australe. Leurs oscillations s'étendaient peut-être sur la zone intertropicale mais pas sur le Sahara central ou septentrional.

• au cours de la période 12.000-6.000 ans, les hautes pressions sont progressivement remontées vers le Nord et leurs oscillations estivales intéressaient davantage la Méditerranée ou même l'Europe Centrale que le Sahara.

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2.3.2. Intervention d’autres facteurs a) La structure de la convergence intertropicale

La position ou les oscillations du jet-stream ne peuvent suffire à expliquer la répartition des pluies au Sahara au cours de ces 50.000 ans. En effet, au cours du Würm moyen ou lors du réchauffement de l'Holocène inférieur, le jet a dû être à plusieurs reprises dans une position voisine de celles qu'il a occupées depuis 6000 ans, au cours de sa redescente depuis sa position « haute ». Or les conséquences ont été très différentes sur le milieu naturel. D'où cette hypothèse, émise avec réserve pour l'Holocène inférieur, que les masses d'air en contact de part et d'autre de la C.I.T. (convergence intertropicale) pourraient avoir eu des caractéristiques très différentes de l'Actuel, influençant même le sens de la pente de cette discontinuité atmosphérique majeure. Dans ces deux cas en effet, l'Europe était occupée par une calotte glaciaire de taille moyenne alors que cette condition n'est pas remplie depuis l'Interglaciaire (6000 ans B.P.). b) Des contrastes thermiques à l'échelle du globe

Etant donné la grande sensibilité des mécanismes climatiques sahariens au bilan thermique du globe, il est normal que des changements brusques de température, même très éloignés, aient contribué à modifier le climat saharien : • on pense naturellement aux déséquilibres entre les hémisphères boréal et austral, puisque

l'influence des « surges » ou des « pannes » des hautes pressions de l'hémisphère sud se fait sentir à l'heure actuelle sur la mousson. Cette intervention est indéniable au niveau des petites oscillations de l'ordre de quelques siècles. Elle s'applique peut-être aussi à la rapide transgression des pluies intertropicales vers le Nord entre 12.000 et 6.000 ans B.P. Mais celle-ci ne pourra être réellement démontrée que lorsque l'évolution des climats sera mieux connue dans l'hémisphère sud.

• mais d'autres mécanismes relient solidairement des climats de longitude différente : ainsi à l'heure actuelle, le minimum d'Islande se renforce quand celui des Aléoutiennes s'affaiblit et inversement (KUTZBACH, 1973) ; l'anticyclone du Sud-Est du Pacifique s'accroît lorsque celui de l'Océan Indien diminue (la fameuse «ondulation méridionale » ). Or des mécanismes du même genre ont existé certainement au Pléistocène et à l'Holocène : décalage du réchauffement entre l'Europe atlantique et la Sibérie par exemple. Or aussi bien au Würm moyen que vers 3 500 ans B.P. nous avons vu qu'un refroidissement sur la Sibérie occidentale avait probablement une conséquence directe sur l'évolution des lacs de l'Afar. Ceci doit nous amener, progressivement, à chercher des différences régionales, à certaines périodes, dans l'évolution des climats sahariens (ROGNON, 1976).

Plusieurs théories ont été proposées pendant le siècle dernier pour expliquer les changements du climat. La seule qui a pu être vérifiée par les données de terrain est appelée la "théorie astronomique". En effet, depuis les travaux du physicien Serbe MILANKOVITCH (en 1930, in ROGNON, 1987a), puis ceux de l'astronome belge BERGER (1978, et 1981), il est devenu clair que les variations de la position et de l'orientation de la Terre par rapport au soleil sont susceptibles d'induire des changements à long terme du climat sans la moindre variation du flux de chaleur émis par le soleil.

Les éléments de base du mouvement orbital de la terre autour du soleil sont les suivants : la terre se déplace dans un bain légèrement elliptique pendant sa révolution annuelle autour du soleil ; à cause de ce trajet elliptique, la terre est plus proche du soleil (périhélie) autour du 3 janvier et plus éloignée (aphélie) vers le 5 juillet. Comme conséquence, la terre reçoit plus de 3,5% de radiations que la moyenne annuelle le 3 janvier et moins de 3,5% de radiation pendant l'aphélie. En outre, par rapport au plan de l'écliptique (la surface sur laquelle la terre se déplace pendant son mouvement autour du soleil), l'axe de rotation de la terre n'est pas tout à fait perpendiculaire, il présente un angle de 23,4° par rapport à un plan perpendiculaire au plan de l'écliptique (obliquité).

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Aucun de ces facteurs n'est resté constant dans le passé à cause des effets de gravité exercés sur la terre principalement par le soleil et la lune, mais aussi par les autres planètes. Les variations ont touché le degré d'excentricité orbitale (l'orbite de la terre a varié d'une forme presque circulaire à une forme présentant un maximum d'excentricité avec une périodicité de 100.000 ans), l'obliquité de la terre (avec une périodicité de 41 000 ans) et le temps de la périhélie par rapport aux saisons ; précession des équinoxes (le moment où le pôle Nord pointe vers le soleil ne correspond pas toujours à la même position de la terre sur son orbite ; la période de cette variation est de 23 000 ans).

Ces changements orbitaux se traduisent par une redistribution saisonnière de la radiation solaire reçue (insolation) sur la terre sans changements du bilan global. Ainsi une faible radiation totale d'été est compensée par une forte radiation totale d'hiver et vice versa. La superposition (de l'excentricité, de l'obliquité et de la précession des équinoxes) produit un modèle complexe de variation saisonnière de l'insolation en fonction du temps. D'après ce modèle, les calottes de glace de l'hémisphère Nord s'accumulaient pendant les périodes de faible contraste saisonnier avec des hivers relativement chauds favorisant l'augmentation de l'évaporation océanique et donc les précipitations de neige aux hautes latitudes de l'hémisphère Nord et des étés relativement froids favorisant la persistance annuelle de la glace à ces latitudes. De telles conditions sont apparues 185.000, 115.000 et 70.000 ans B.P. en accord avec les données isotopiques des carottes marine et de niveau de mer.

KALLEL et ZOUARI (1993) notent que « Bien que le mécanisme de MILANKOVITCH explique une grande partie des fluctuations à long terme du climat, les prévisions précises des climats futurs sont difficiles à établir dans l'état actuel de nos connaissances car nous ignorons la réponse de la circulation générale de l'atmosphère et de l'océan aux variations saisonnières de l'insolation ».

Conclusion Actuellement, le Sahara est bordé par deux zones pluvieuses ; vers le Nord, la zone

du front polaire et vers le Sud, la zone de la convergence intertropicale. Les périodes humides du Sahara seraient ainsi associées soit à une extension méridionale de la zone des perturbations qui jalonne le front polaire, soit à un élargissement des basses pressions de la mousson d'été de l'hémisphère Nord causé par un réchauffement plus marqué des continents par rapport à l'océan.

Les modèles de simulation de la circulation atmosphérique générale couplant l'océan à l'atmosphère montrent que les périodes pluviales de la zone intertropicale au Quaternaire Supérieur tiennent également aux changements de la répartition saisonnière de l'insolation. Les périodes (fort contraste d'insolation entre l'été et l'hiver dans l'hémisphère Nord, tel que celle centrée autour de 8000 ans B.P (KUTZBACH et GALLIMORE, 1988 ; in KALLEL et ZOUARI, 1993), auraient induit un sur-réchauffement des continents par rapport à l'océan pendant les mois d'été et donc une intensification de la mousson tropicale d'été de cet hémisphère. Ces périodes devraient correspondre, par conséquent, à des époques humides dans cette zone. De telles conditions ont existé vers 130.000, 95.000, 75.000, 50.000 et 8.000 ans B.P., correspondant bien aux périodes de développement des sapropèles en Méditerranée.

Dans le Sud tunisien, bien qu'on retrouve les témoins de trois de ces phases humides (140.000, 90.000 et de 11.000 à 4.000 ans B.P.), l'étude isotopique des eaux des aquifères de cette zone montre que les pluies responsables de la recharge auraient plutôt une origine septentrionale (ZOUARI, 1988). De plus, la période s'étalant de 80.000 et 11.000 ans B.P., se caractérise plutôt par une absence presque totale de dépôts lacustres. Il s'agit essentiellement d'une époque de dépôts détritiques pendant laquelle le phénomène de déflation l'emporte.

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Le modèle d'insolation suppose que l'intensification de la mousson tropicale d'été de l’hémisphère Nord serait le seul responsable des périodes pluviales sur le Sahara. Cependant, ce modèle qui couple l'océan et l'atmosphère néglige les variations des températures de surface de la Méditerranée à ces époques. Nous savons que les températures de surface de la Méditerranée ont subi des variations importantes au cours du dernier cycle climatique. Le champ de pression atmosphérique sur ce bassin était donc différent d'aujourd'hui pendant ces périodes pluviales et aurait ainsi induit un changement radical des mouvements atmosphériques dans la région.

Quoi qu'il en soit, ces phases humides reconnues, notamment sur le Sud tunisien, sont vraisemblablement en relation avec les périodes majeures de recharges des nappes souterraines du Sahara (KALLEL et ZOUARI, 1993).

Les recherches sur les paléoclimats du Sahara sont passées par plusieurs étapes. Après les premières théories sur des Pluviaux à l'échelle de l' Afrique qui ne tenaient aucun compte de la logique de répartition actuelle des climats, un progrès considérable a été réalisé avec l'hypothèse du « balancement climatique » qui transposait à l'échelle du Würm (6 ou 7 X 104 années) , le mécanisme le plus spectaculaire : celui de l'oscillation annuelle des zones climatiques. Or aujourd'hui, une telle approximation ne peut plus être retenue. En effet, d'une part les recherches récentes ont montré que la réalité des oscillations climatiques depuis 40.000 ans était beaucoup plus complexe, d'autre part la connaissance accrue des mécanismes actuels montre l'intervention de bien d'autres influences que cette oscillation en latitude si spectaculaire soit-elle. Il est certainement téméraire de tenter une synthèse à l'heure actuelle (ROGNON, 1976).

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Chap.3 : LE SYSTEME AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL : UN IMMENSE RESERVOIR A STRUCTURE MULTICOUCHE

Introduction Le Système Aquifère du Sahara Septentrional « SASS » (OSS, 2003) s’étend sur une

vaste zone dont les limites sont situées en Algérie, Tunisie et Libye (Fig.3-1). Ce bassin renferme une série de couches aquifères qui ont été regroupées en deux réservoirs appelés le Continental Intercalaire (CI) et le Complexe Terminal (CT). Le domaine du SASS couvre une superficie d’environ 1.000.000 de km2 et s’étend du Nord au Sud, depuis l'Atlas saharien jusqu'aux affleurements du Tidikelt et du rebord méridional du Tinrhert, et d'Ouest en Est depuis la vallée du Guir-Saoura jusqu'au Graben de Hun en Libye.

Ce bassin se subdivise en trois sous-entités : les deux sous-bassins du Grand Erg Occidental et du Grand Erg Oriental qui sont des cuvettes à écoulement endoréique aboutissant dans des dépressions fermées «chotts et sebkhas», et le plateau de la Hamada El Hamra. Il sera procédé, ici, à la description des principales formations géologiques du Sahara septentrional, à la schématisation du multicouche saharien et à l’estimation des réserves.

3.1. Description des principales formations du Sahara septentrional

La carte ci-dessous (Fig.3-1) montre les affleurements des formations géologiques.

Fig. 3-1 : Carte géologique du SASS (OSS, 2003)

Les rapports OSS (2003a et b) présentent bien les nappes du CI et du CT et contiennent une bonne synthèse géologique tirée de différentes études. Nous rappelons ci-dessous les définitions des nappes du CI et du CT et résumons cette synthèse géologique tout en rappelant les sources.

Le terme « Continental Intercalaire » désigne un épisode continental localisé entre deux cycles sédimentaires marins : • à la base, le cycle du Paléozoïque qui achève l’orogenèse hercynienne, • au sommet, le cycle du Crétacé supérieur, résultat de la transgression cénomanienne.

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Le Complexe Terminal est, quant à lui, un ensemble assez peu homogène incluant des formations carbonatées du Crétacé supérieur et des épisodes détritiques du Tertiaire, principalement du Miocène (BUSSON, 1970 ; FABRE, 1976).

3.1.1. Le Continental intercalaire

Directement surmontées par les argiles et carbonates du Cénomanien, les formations du Continental Intercalaire (CI) s’étendent jusqu’en bordure de la plate-forme, en une auréole continue d’El Goléa jusqu’à la limite sud de la Hamada El Hamra. Au Nord-Ouest du bassin, le CI affleure tout au long de l’Atlas saharien et au Nord-Est au pied de la falaise du Dahar et du Jebel Nefusa. Plus au Sud, le CI repose directement sur les formations marines du Paléozoïque, lequel forme en affleurement une ceinture continue allant de la frontière marocaine, à la limite N-W du bassin, jusqu’à la ville de Hun à l’extrême S-E de la région.

L’examen de la carte des affleurements géologiques (Fig.3-1) permet donc de définir le Continental Intercalaire comme l’ensemble continental compris entre les plissements hercyniens, qui ont chassé la mer de la plate-forme saharienne, et l’invasion marine du Crétacé supérieur. Cet ensemble comprend majoritairement les formations continentales gréso-argileuses du Crétacé inférieur, auxquelles l’étude des coupes de forages a permis d’associer des sédiments marins ou lagunaires, post-paléozoïques et anté-cénomaniens intercalés au sein du CI.

Cette définition du Continental Intercalaire, qui constitue la formation aquifère la plus étendue de la région, détermine les limites attribuées à la zone d’étude du Système Aquifère du Sahara Septentrional (OSS, 2003a et b). Ces limites, fondées à la fois sur l’étude des affleurements géologiques et sur l’étude des sondages, sont :

• Au Nord-Ouest, le versant Sud de l’Atlas saharien, marqué en affleurement par le contact Albien-Cénomanien

• A l’Ouest-Sud-Ouest, la limite des affleurements paléozoïques de l’Ougarta, marqués par le cours des oueds Zousfana et Saoura.

• Au Sud, la limite des affleurements du CI sur le Paléozoïque, allant en continuité d’Adrar à Hun, décrivant les limites septentrionales des Tassilis et du Jebel Hassawna.

• Au Nord, l’accident sud Atlasique au Nord des Chotts, relayé vers le golfe de Gabès par la faille d’EL Hamma – Médenine (Fig.3-2).

• Au Nord-Est, les affleurements du Continental Intercalaire au pied de la falaise du Dahar et du Jebel Nefussa.

• A l’Est, les formations aquifères du Crétacé inférieur se prolongent bien au-delà du graben de Hun. Mais à l’Est du méridien 16° et en passant au bassin de Syrte, les eaux du CI deviennent saumâtres : c’est ce passage qui a été adopté comme limite de la zone d’étude de la nappe d’eau douce du CI (OSS, 2003b).

Fig. 3-2 : Failles d’El Hamma - Medenine

34°

33°

11° 10° 9° Failles d’El Hamma

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3.1.1.1. En Algérie : En Algérie, les travaux de BUSSON (1970) et de FABRE (1976) constituent les

références de base utilisées dans cette synthèse géologique du Sahara algérien. Le Trias : En Algérie, BUSSON (1970) souligne la grande variabilité de faciès et

d’épaisseurs du Trias. Il est divisé en grandes unités lithologiques distinctes qui peuvent être: salifères, argileuses, argilo-gréseuses ou carbonatées.

L’épaisseur de ces différentes formations varie principalement là où s’intercalent des bancs salifères. L’épaisseur du Trias argilo-gréseux inférieur augmente vers le Nord-Ouest (150-180 m). Elle diminue dans les zones de hauts-fonds (Hassi Messaoud, G. El Baguel). Le Trias salifère présente une grande épaisseur (de 700 m au N-E de Ghadamès, il atteint 1300 m à H. Messaoud) (OSS, 2003a).

Le Jurassique : Le Jurassique inférieur et moyen (Lias-Dogger) comprend principalement des couches évaporitiques constituées essentiellement de sel, d’anhydrite et d’argiles auxquelles se superposent des couches franchement marines et qui se présentent sous forme de calcaires et argiles avec des bancs d’anhydrite. La transgression jurassique couvre tout le bassin du Grand Erg Oriental, et les dépôts y sont épais. Le Jurassique est caractérisé par une permanence relative du régime marin avec des sédiments de milieux confinés. Dans la partie occidentale du bassin, le régime marin accuse une certaine régression à l’image de ce qui se passe plus à l’Ouest et vers le Sud. Le passage du Jurassique au Crétacé inférieur se caractérise par des apports terrigènes ayant pour origine les reliefs nourriciers situés au Sud du bassin saharien (Hoggar) (Fig.3-3) (BUSSON, 1970). Fig.3-3 : Origine des sables du Continental Intercalaire (d’après,

LEGRAND et GUIRAUD, 1990 in OUAJA, 2003)

40

Le Crétacé inférieur : L'étude des données de sondages (BUSSON, 1967, 1970 et 1971) a permis de préciser la succession des paléogéographies au cours du Crétacé inférieur (FABRE, 1976). Il est constitué par des couches terrigènes fluvio-détlaïques qui sont en contraste lithologique et sédimentaire avec les formations marines du Jurassique supérieur. Le Crétacé inférieur comprend, en partant des formations les plus anciennes : Le Néocomien comprenant dans le Bas-Sahara des argiles vertes et rouges avec de

l’anhydrite en bancs massifs plus fréquents à la base. Elles sont surmontées par une alternance de dolomies et d’argiles. Le Barrémien est caractérisé par un épandage généralisé des formations détritiques du

Crétacé inférieur jusque dans le Bas-Sahara. Ces formations se présentent sous forme de grès fins ou grossiers et d’argiles provenant apparemment du Sud (Hoggar) (FiG.3-3). Les intercalations carbonatées sont peu nombreux et cantonnées au Nord-Est du Sahara algérien. L’Aptien est un bon repère lithologique dans les sondages. Il est représenté dans la

grande partie du Bas-Sahara, par 20 à 30 m en moyenne, de dolomies alternant avec des lits d’anhydrite, d’argiles et de lignite (sédimentation lagunaire). L’Albien est caractérisé par un remarquable retour de la sédimentation terrigène. Cet

étage regroupe la masse des sables et argiles comprise entre la barre aptienne et l’horizon argileux sous-jacent attribué au Cénomanien.

On remarque que le changement du régime sédimentaire et l'arrivée en masse de sédiments détritiques s'est produit entre le Néocomien et le Barrémien (FABRE, 1976) et au cours de l’Albien.

Le Cénomanien est formé par une alternance de bancs de dolomie, de calcaire dolomitique, d'argiles et d'évaporites (anhydrite ou sel). Son faciès varie : au Sud d'Ouargla, les argiles et les évaporites dominent, au Nord, au contraire, les bancs de calcaire et de dolomie sont majoritaires. De plus, l'épaisseur augmente du Sud vers le Nord (de 50 m dans le Tademaït à 350 m dans le Bas-Sahara). La présence de nombreux bancs d' évaporites et d'argiles rendent le Cénomanien imperméable (BEL et CUCHE, 1969). Le Cénomanien inférieur à moyen est argileux dans le Tinrhert et le Bas-Sahara. Le Cénomanien supérieur y est calcaire (BUSSON, 1970).

3.1.1.2. En Tunisie Grâce aux nombreuses formations marines qui s’y intercalent, la série mésozoïque

est relativement plus complète et mieux calée stratigraphiquement dans le sud de la Tunisie. Elle repose en discordance sur les terrains paléozoïques représentés essentiellement par le permien supérieur marin (BEN ISMAÏL, 1991).

Il est noté dans l’étude OSS (2003a) que les formations les plus anciennes qui présentent un intérêt hydrogéologique débutent avec le Jurassique supérieur. Le Jurassique inférieur et le Trias supérieur sont évaporitiques et salifères et forment un puissant écran étanche entre le Jurassique supérieur et le Trias inférieur.

Le Trias : Il est représenté par trois entités lithologiques différentes : - Trias inférieur à moyen : essentiellement argilo-gréseux, il est connue sous le nom

de formation Sidi Stout aux environs du môle du Tebaga de Medenine et sous le nom de formation Kirchaou dans le bassin de Tataouine.

- Trias moyen : essentiellement carbonaté, il est subdivisée en trois formations distinctes : Les dolomies de Mekhraneb à Myophories à la base, les grès de Touareg au Milieu et les dolomies de Rehach à Cératites au sommet.

- Le Trias supérieur : il occupe une vaste plaine et correspond à une série essentiellement argilo-évaporitique. Il est également subdivisé en trois formations distinctes : les argiles de Mhira à la base, les dolomies de Messaoudi au milieu et les gypses de Bhir au sommet. Ces derniers sont séparés des évaporites liasiques par les calcaires de Zmilet Haber (BOUAZIZ et MELLO, 1987 ; BEN ISMAÏL, 1991).

.

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Le Jurassique : Cette série débute par les calcaires oolithiques et fossilifères de la formation Zmilet Haber d’épaisseur moyenne de 20 m. Elle et forme un niveau repère par lequel commencent les affleurements du Jurassique marin. Considérée, conventionnellement, comme étant la base du Lias (BUSSON, 1967), cette formation a été rajeunie au Pleisbachien par PEYBERNES et al. (1985) et BOUAZIZ et al. (1989), grâce à de nouvelles découvertes paléontologiques.

Elle est surmontée par les évaporites de la formation Mestaoua (500 m) constituées essentiellement de gypses massifs et d’anhydrites admettant quelques intercalations dolomitiques devenant plus fréquents vers son sommet (Fig.3-4).

Formation Krachoua : il s’agit d’une épaisse barre dolomitique qui formant une falaise qui coiffe les évaporites de la série sous-jacente. Datée du Bajocien-Bathonien inférieur (KAMMOUN, 1989), elle correspond à la première transgression marine jurassique.

Formation Techout : Elle désigne la série à dominante argilo-gréseuse affleurant dans la région de Techout (BUSSON, 1967), connue actuellement sous le nom de Ksar Ezzahra (BOUAZIZ et MELLO, 1987). Cette formation, puissante d'environ 100 m, occupe une combe qui se situe entre deux barres carbonatées jurassiques repères : à la base, la barre dolomitique bajocienne de la formation Krachoua et, au sommet, la barre calcaire callovienne de la base de la formation Foum Tataouine. La base est marquée par des argiles gypseuses, des gypses et des dolomies grisâtres. La partie sommitale montre des argiles bariolées, des grès à stratifications obliques et intercalations de bancs de dolomie en plaquettes (BOUAZIZ et MELLO, 1987). Cette formation est d’âge Bathonien (BUSSON , 1967 ; BOUAZIZ et MELLO, 1987 ; KAMMOUN, 1989 ; BEN ISMAÏL, 1991 ; OUAJA, 2003)

Foum Tataouine : Calcaires et marnes de la formation Foum Tataouine, cette formation a été appelée « série callovienne et oxfordienne » ou encore « calcaires et marnes de Foum Tataouine » par BUSSON (1967). Sa base est bien marquée par une grande barre carbonatée, le plus souvent dolomitique, qui couronne les argiles et grès de la formation Techout sous-jacente. Par contre, la limite supérieure est moins bien définie puisqu’elle se place au niveau du passage des derniers bancs calcaires marins fossilifères aux dolomies cristallines et grès de la série purbecko-wealdienne (BUSSON, 1967). Ouaja (2003) propose de déplacer cette limite supérieure à la base de la première importante décharge détritique de la formation Asfer.

Puissante d’environ 150 m, cette formation correspond à une alternance de couches marneuses et de bancs calcaires fossilifères avec de rares intercalations sableuses et couronnée par une grande dalle de calcaire massif (OUAJA, 2003).

Le Jurassique supérieur – Le Crétacé inférieur : Sables, argiles et dolomies de la formation Asfer (250 m) : Il s’agit d’une épaisse série à dominante détritique. Cette formation affleure au cœur de la mégastructure anticlinale des chotts et le long de la grande falaise crétacée bordant le plateau du Dahar. Cette formation présente des surfaces d’érosion subaériennes d’extension régionales et recouvertes de dépôts gréso-conglomératiques chenalisés, riches en bois fossiles et empreintes de plantes. Ces dépôts continentaux supportent des faciès transgressifs terrigènes et carbonatés, différents d’une formations à l’autres et traduisant la succession d’une plate-forme interne à influence dominante des vagues, puis d’une plate-forme soumise à la dynamique des marées, et enfin, d’un système estuarien.

Les sables et grès de Aïn el Guettar (30 m) : Il s’agit de grès moyens à grossiers à dragées de quartz et stratifications obliques. A la base, ces sables sont soulignés par une surface ravinante supportant un niveau conglomératique quartzitique, brunâtre, facilement repérable le long de la falaise de Dahar. Ces grès sont discordants sur des terrains de plus en plus anciens vers le Nord jusqu’à disparaître, raboté par la transgression vraconienne (OUAJA, 2003). Ils correspondent à des dépôts fluviatiles riches en troncs de bois fossiles et restes de vertébrés (poissons, crocodiles, tortues et dinosaures) ayant permis d’attribuer aux grès de Aïn el Guettar un âge albien (LAPPARENT, 1954 ; TLIG, 1978 ; BOUAZIZ et al., 1988). Sur la base d’une association palynologique, BEN ISMAIL (1991) leur attribue un âge Aptien supérieur – Albien inférieur.

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Fig.3-4 : Colonne lithostratigraphique du Jurassique moyen – Crétacé dans le sud-est de la Tunisie (OUAJA, 2003)

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3.1.1.3. En Libye Le Paléozoïque : Grès et Quartzites du Cambro-Ordovicien, renferment

d’importantes réserves d’eau douce affleurant au Jebel Hassawna, en relation directe avec les formations aquifères du Crétacé inférieur. Plus au Nord, recouvert en profondeur par les formations étanches du Carbonifère, le Cambro-Ordovicien affleure seulement le long de la limite sud et prolonge les affleurements algériens.

Le Trias : Le Trias présente plusieurs faciès qui varient d’un secteur à l’autre : Au Nord et dans la partie sud de la Jeffara : Le Trias se divise en plusieurs

formations dont certaines ont une importance particulière dans l’hydrogéologie du Nord du bassin. Ce sont, de bas en haut : les grès rouges peu perméables Ouled Chebbi ; les grès de Ras Hamia souvent argileux et alternant fréquemment avec des couches

d’argiles rouges ou vertes ; le calcaire dolomitique de la formation Aziziyah bien fracturé dans le sud de la Jeffara

où il constitue un bon aquifère ; les grès argileux et argiles de la formation Abu Shaybah généralement peu

perméables dans la bassin saharien. Au centre et au Sud-Ouest : Le Trias présente un faciès continental (Zarzaïtine) et se

confond avec les formations similaires du Jurassique lorsqu’elles existent. C’est en général un aquifère à eau douce. Au Sud-Ouest, le Trias continental est affleurant et repose directement sur les formations paléozoïques.

Au Sud-Est : Le Trias est érodé et le Crétacé repose directement sur le Paléozoïque Le Jurassique : il comprend, à la base, une puissante série évaporitique (gypse,

anhydrite) présentant des intercalations dolomitiques. Cette série, correspondant aux formations Bu Ghaylan et Abreghs est bien développée au Nord-Ouest, dans la zone de Sinawan-Nalut, où elle atteint 500 à 600 m d’épaisseur et constitue de ce fait un écran imperméable qui isole complètement les aquifères crétacés des aquifères triasiques. Cette série est pratiquement absente sur le restant du bassin où le Jurassique est représenté : • par des calcaires marneux du Groupe Tiji au Nord-Ouest entre le Jabal Nefusa et les

escarpements qui constituent la limite nord de la Hamada. Cette série est peu perméable et complète l’isolement hydraulique du Crétacé inférieur par rapport aux aquifères triasiques ;

• une série continentale qui parfois se confond avec le Crétacé inférieur mais reste encore isolée du Trias gréseux dans la partie nord-orientale et occidentale de la Hamada et au Sud de Ghadamès.

Le Crétacé inférieur : il présente un faciès remarquablement constant sur l’ensemble du bassin saharien libyen. Il est formé de grès continentaux auxquels on attribue, en Libye, le nom de formation Kikla et qui constitue le meilleur aquifère à eau douce du bassin, rejoignant les formations aquifères du même âge en Tunisie et en Algérie et même en Egypte. En fait, la transgression cénomanienne en provenance du Nord, a progressivement envahi tout le bassin jusqu’au 29è parallèle de telle sorte qu’au Sud, la sédimentation continentale a persisté pendant une grande partie du Cénomanien inférieur. Ainsi le toit de la formation Kiklah, généralement attribuée à l’Albien, remonte dans l’échelle stratigraphique jusqu’au mur du Cénomanien supérieur dans la partie sud du domaine. Au Nord, dans la zone de Misratah-Tawargha, le Crétacé inférieur prend un faciès dolomitique et marno-dolomitique en continuité avec les faciès carbonatés du Crétacé supérieur.

Les calcaires et calcaires dolomitiques de la formation Ain Tobi du Cénomanien moyen passent progressivement à des faciès détritiques assimilés à Kikla vers le sud. Vers le nord, les calcaires dolomitiques d’Ain Tobi sont en continuité avec le faciès dolomitique de Kikla. Dans l’ensemble, cette série, sous son faciès carbonaté, constitue un aquifère de qualité médiocre ; les marnes et argiles de la formation Yafrin du Cénomanien moyen constituent généralement un bon isolant hydraulique entre les aquifères du Crétacé inférieur

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et les aquifères carbonatés du Crétacé supérieur. La série marneuse peu perméable présente une épaisseur variant de 100 à 150m sur l’ensemble du domaine ; cependant, à l’est du méridien 15°E, et en particulier dans le graben de Hun et à l’est du graben, l’épaisseur des marnes diminue jusqu’à quelques dizaines de mètres seulement, facilitant probablement les échanges entre les aquifères sablo-gréseux du Crétacé inférieur et les aquifères carbonatés du Crétacé supérieur (OSS, 2003a).

3.1.2. Le Complexe terminal Il est noté dans l’étude OSS (2003b) que classiquement, et selon la définition de

KILIAN (1931), le terme « Continental terminal » désignait les formations continentales, sableuses et argileuses du Miopliocène. Mais d’après BEL et DEMARGNE (1966) : « La nappe du Continental Terminal contenue dans les sables du Miopliocène est plus ou moins en relation avec les nappes de l’Eocène, du Sénonien et du Turonien, de sorte qu’à l’échelle de l’ensemble du Sahara, on peut considérer que ces différents niveaux forment une seule et même nappe, la nappe du Continental Terminal, par opposition au Continental Intercalaire ».

C’est avec le projet ERESS que l’on verra apparaître la notion de « Complexe Terminal », appellation publiée pour la première fois par BEL et CUCHE (1969) : ce terme de « nappe du Complexe Terminal » qui groupe sous une même dénomination plusieurs aquifères situés dans des formations géologiques différentes, a été retenu car ces nappes font bien partie d’un même ensemble hydraulique. Les intercommunications entre Sénonien, Eocène et Miopliocène sont évidentes sur l’ensemble du Bassin, à l’exception de la région des chotts où l’Eocène moyen et supérieur imperméable vient s’intercaler. La nappe turonienne est plus individualisée par suite de la couverture imperméable du Sénonien lagunaire. Cependant, ses niveaux concordent avec ceux du Sénonien ou du Miopliocène sur la bordure du bassin ». Le Complexe terminal affleure aux endroits suivants :

- au Nord, dans le sillon des chotts algéro-tunisiens - à l’Est, le long du flanc oriental du Dahar et du J. Nafusa, - au Sud, sur les plateaux de Tinrhert et de Tademaït, - à l’Ouest, sur la dorsale du M’zab.

En procédant pays par pays comme il a été réalisé pour le CI, une coupe-type, de bas en haut ,simplifiée du Complexe Terminal (CT) est proposée ci-après :

3.1.2.1. En Algérie : Le Turonien : Il se présente sous trois faciès différents, du Sud au Nord : -au Sud du parallèle d'El Goléa, il est calcaro-marneux. -entre El Goléa et Djamaâ, il est essentiellement calcaire. -au Nord de Djamaâ, il est à nouveau calcaro-marneux.

Son épaisseur moyenne varie entre 50 et 100 m. Elle augmente cependant dans la région des chotts où elle dépasse 300 m (BEL et CUCHE, 1969).

Le Sénonien : il s’individualise en deux faciès : • Le Sénonien inférieur à sédimentation lagunaire caractérisé par des formations

argileuses et salifères à anhydrite et sel gemme ; il est très peu perméable (BUSSON, 1970).

• Le Sénonien supérieur ou Sénonien carbonaté : formation carbonatée perméable. L’Eocène : En Algérie, On distingue dans l’Eocène deux ensembles différents du

point de vue lithologique. A la base, l'Eocène carbonaté est formé essentiellement par des dolomies et des calcaires dolomitiques avec quelques intercalations de marnes, d’argiles et même d’anhydrite et de marnes. La puissance de cette formation varie entre 100 et 500 m. L’épaisseur maximum se situant dans la zone du Bas-Sahara. Au sommet, l'Eocène évaporitique est formé par une alternance de calcaire, d’anhydrite et de marnes. Son

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épaisseur atteint une centaine de mètres sous les Chotts (BEL et CUCHE, 1969). l’Eocène constitue le dernier épisode marin du Sahara algérien (BUSSON, 1970).

Le Mioplio-Quaternaire : Dans la partie algérienne du système, le Tertiaire

continental du Sahara peut être relativement épais (150m). Il se présente sous forme d’un faciès sableux et argileux avec du gypse. Dans le Bas-Sahara, la sédimentation lacustre se présente sous forme de séries sableuses et argileuses connues sous le nom du Continental terminal (Mio-Pliocène) dont l’épaisseur peut atteindre, dans la région des Chotts algéro-tunisiens, quelques centaines de mètres. On y identifie, dans la région de Oued Rhir, deux niveaux aquifères au sein des sables qui sont séparés par une couche argileuse au milieu (première et deuxième nappe de Oued Rhir). L’ensemble est surmonté par le Plio-Quaternaire argilo-sableux et gypseux qui résulte de la sédimentation en milieu lacustre durant la phase d’assèchement des lagunes des chotts (BUSSON, 1970).

3.1.2.2. En Tunisie Le Vraconien – Cénomanien - Turonien : Ils correspondent à la grande

transgression du Crétacé supérieur matérialisé, dans le sud tunisien (chaîne des chotts et Dahar) par une série carbonatée dolomitique très homogène. Cette série est connue sous le nom de formation Zebbag. Elle est définie au Jebel Meloussi (Tunisie centrale) par BUROLLET (1956). FOURNIE (1978) apporte des précisions à cette formation en la situant entre la discordance albienne à la partie inférieure et le Gattar (compris) au sommet (Fig.3-4). Il s’agit d’une épaisse série de carbonates, marnes et évaporites surmontant la formation Orbata.

Dans la chaîne sud des Chotts, Ben Youssef et al. (1985) rattachent les alternances à Knemiceras d’âge albien moyen – supérieur à la base de cette formation. Dans le plateau du Dahar, cette formation, épaisse de 70 à 300 mètres, comprend la barre vraconienne à la base (membre Radhouane), les alternances de marnes, dolomies et gypses du Cénomanien (membre Kerker) et la barre cénomano - turonienne (membre Gattar), les alternances à Knemiceras n’ayant pas dépassé, vers le Sud, le môle du Tebaga de Médenine. La barre vraconienne, discordante sur le Permien marin supérieur du jebel Tebaga de Médenine, se biseaute au Nord du môle de Touil el Hira et ne réapparaît qu’aux environs de Remada, dans le couloir de failles de Briga (OUAJA , 2003). Cette barre, traversée par le sondage OS1 (Busson, 1967) semble contourner un haut-fond sub-méridional : le môle de la Jeffara.

Le Sénonien : Le Sénonien carbonaté est constitué de calcaires et dolomies avec quelques alternances argileuses. Le Sénonien carbonaté au sommet, est aquifère dans la Nefzaoua et le Djérid.

Le Paléocène-Eocène : Il joue un rôle limité dans l’hydrogéologie du bassin saharien tunisien. Il affleure entre la chaîne de Gafsa et la chaîne des chotts et comprend essentiellement : une série argilo-marneuse à la base connue sous l’appellation de formation El Haria

(Paléocène) une série essentiellement carbonatée, phosphatée à la base : la formation Metlaoui. une série calcaire au sommet de la formation Metlaoui (Eocène) qui se présente aussi

sous un faciès évaporitique sur le versant sud de la chaîne des chotts avec des bancs de gypse massif.

Le Miocène : il est présent sous la Nefzaoua et le Djérid et présente essentiellement deux faciès : La formation Beglia attribuée au Miocène inférieur est constituée de sables avec des

passées argileuses. Elle forme un aquifère largement exploité dans tout le nord du bassin saharien tunisien ;

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La formation Ségui constituée d’argiles sableuses avec des niveaux conglomératiques dans la partie supérieure.

Le Quaternaire de la région des chotts correspond à un épisode terminal de la formation Ségui. C’est un faciès continental et conglomératique largement dominé par les argiles (BUSSON, 1970).

3.1.2.3. En Libye : Le Turonien : Les calcaires dolomitiques et dolomies de la formation Nalut attribués

au Cénomanien supérieur et Turonien inférieur constituent un aquifère moyen à bon dans la partie septentrionale du bassin saharien libyen seulement. Au sud du 31è parallèle, la formation Nalut acquière un faciès de plus en plus marneux et ne constitue plus qu’un aquifère médiocre où l’eau est fréquemment saumâtre (BRL, 1998d).

Le Sénonien : La série marneuse et marno-calcaire avec des intercalations évaporitiques (gypse) de la formation Tigrinna du Turonien supérieur, isole partiellement l’aquifère de la formation Nalut de l’aquifère carbonaté du Sénonien. Les marnes de Tigrinna ont une épaisseur variant de 100 à 200 m avec un amincissement sensible vers l’Est dans la zone de Misratah-Tawargha ;

Dans le bassin supérieur du Wadi Sufajjin où les calcaires de Mizdah sont affleurants ou sub-affleurants, ils constituent un aquifère de bonne qualité. Les calcaires de Mizdah jouent également un rôle important dans l’hydrogéologie de la zone de Al Jufrah à l’ouest du graben de Hun où ils sont alimentés par l’aquifère cambro-ordovicien à la faveur du système de failles qui limitent le graben à l’ouest. Les marnes et calcaires marneux de la formation Soknah du Maestrichtien forment le passage entre le Crétacé supérieur et le Paléocène.

L’Eocène : L’Eocène n’est bien développé que dans le graben et à l’est du graben de Hun où deux horizons appartenant respectivement à l’Eocène inférieur (calcaire) et à l’Eocène supérieur (calcaire crayeux et calcaire oolithique) sont parfois exploités par des forages. Dans l’ensemble, il s’agit d’aquifères médiocres et peu importants à l’échelle régionale (BRL, 1998d).

Le Paléocène : il se présente habituellement sous forme de marnes et calcaires marneux bien développés sur le plateau de la Hamadah al Hamra et dans le bassin de Syrte. Les formations paléocènes ne semblent pas jouer un rôle important dans l’hydrogéologie du bassin saharien libyen.

Le Miopliocène : L’Oligocène et l’Oligo-Miocène sont peu représentés dans le bassin saharien libyen, à l’exception du sud du graben où les calcaires oligocènes contiennent une petite nappe phréatique dans la région de Hun et Waddan. Le Mio-Plio-Quaternaire est bien développé le long de la côte nord entre Tawargha et Zliten. Cette série est transgressive sur le Crétacé supérieur et comprend essentiellement deux niveaux aquifères :

Le niveau supérieur, plio-quaternaire et miocène supérieur, constitué de calcaires avec des alternances de marnes et parfois de gypse, est l’aquifère. La nappe repose sur les niveaux marneux du Miocène moyen. Le niveau inférieur de l’Aquitanien, à la base du Miocène constitué de calcaires

souvent très fissurés (OSS, 2003a).

3.2. Schématisation du multicouche saharien (OSS, 2003a et 2003b) Le stade ultime de la simplification géologique du Sahara septentrional, à travers

l’établissement des coupes-types séparément pour chacun des pays, puis l’établissement des corrélations lithostratigraphiques régionales, trouve sa matérialisation dans la confection du schéma du multicouche saharien (Fig.3-5).

Précisément, la dernière étape de lecture des coupes-types par pays a consisté à traduire la succession des équivalents lithostratigraphiques en termes d’ « aquifères » et d’«aquitards». Mis en vis à vis et rattachés à l’échelle stratigraphique, ces séries fournissent le schéma de la figure 3-5, où sont représentées en remplissages pointillés les formations

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aquifères à eau douce les plus significatives, en remplissages carrelés les aquifères à eau salée. Le reste des formations (formations semi-perméables, imperméables, aquifères de qualité médiocre) est sans remplissage.

Si l’on exclut les aquifères à eau salée du Trias, du Jurassique et du Néocomien en Algérie, du Trias gréseux en Libye (renfermant de l’eau douce, mais relativement bien isolée du reste des systèmes aquifères), on se trouve, sur la base de critères purement lithostratigraphiques, en présence de quatre grands niveaux aquifères superposés, certes d’inégale importance, et dont on perçoit clairement l’organisation verticale et les connexions régionales. On distingue de bas en haut : • La nappe du Continental Intercalaire en Algérie-Tunisie, passant en Libye à la formation

Kiklah-Aquifer qui inclut le Jurassique et le Crétacé inférieur. • La nappe du Turonien en Algérie-Tunisie, passant en Libye à la formation Nalut-Aquifer. • La nappe des calcaires en Algérie (Sénonien carbonaté+Eocène carbonaté), passant en

Tunisie à la nappe des calcaires (inférieurs et supérieurs) de Nefzaoua, équivalent en Libye du Mizdah-Aquifer.

• La nappe des sables du Mio-pliocène en Algérie, passant en Tunisie à la nappe des sables pontiens du Djerid, ayant pour équivalent1 en Libye les deux nappes respectivement de l’Aquitanien et du Plio-quaternaire.

Un degré de simplification supplémentaire permet de parvenir à l’élaboration du schéma de la figure 3-6, où les aquifères sont figurés en pointillés et les couches semi-perméables en gris.

Si l’on exclut les nappes du Paléozoïque et le Trias gréseux de la Libye, et si l’on regroupe, comme cela se fait classiquement, la nappe des calcaires du Crétacé supérieur, celle de l’Eocène carbonaté et la nappe des sables du Miopliocène (respectivement, Mizdah et Plio-quaternaire), le multicouche du SASS va se présenter sous la forme de trois niveaux aquifères superposés, séparés par (ou communiquant à travers) des formations semi-perméables ; soit : • La Nappe du Continental Intercalaire – Kiklah-Aquifer • La Nappe du Turonien – Nalut-Aquifer • La Nappe du Complexe Terminal – Mizdah-Aquifer 1 Cette « équivalence » se mesure en position stratigraphique mais ces aquifères libyens sont limités au bassin oriental et n’ont aucune relation physique avec les nappes équivalentes d’Algérie et de Tunisie.

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Fig.3-5 : Schéma du multicouche saharien (d’après OSS, 2003a et 2003b) Fig.3-6 : Schéma du multicouche saharien (d’après OSS, 2003a et 2003b)

ALGERIE TUNISIE

Nappe des Sables Nappe des Sables du Djerid

Nappe des Calcaires Nappe des Calcaires Nefzaoua

Crétacé inf. Jurassique Trias Crétacé inf. Jurassique Sup.

Carbonifère

LIBYESCHEMA HYDROGEOLOGIQUE DU SAHARA SEPTENTRIONAL

NAPPE du COMPLEXE TERMINAL - Upper Cretaceous Sables et Calcaires Miocène Inf.

Upper Cretaceous Mizdah

Toit Imperméable

Nappe du Turonien (Guattar) - Nalut Aquifer

NAPPE du CONTINENTAL INTERCALAIRE - KIKLAH Aquifer

Semi-perméable

Semi-perméable

Crétacé inf. Jurassique Sup.

Substratum imperméable ou semi-perméable Paléozoïque Jurassique inf. Trias

Cambro-Ordovicien

Mio-Pliocène Miocène

Mizdah Aquifer

Gattrar

Sables du Djerid (Beglia-Segui)

Asfer et Ain El Guettar

Z. Haber, Techout, F. Tataouine

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3.3. Estimation des réserves Les études hydrogéologiques montrent que le Sahara renferme d’énormes réserves

d'eaux souterraines. Dans une approximation grossière, adoptant le chiffre de 600 m pour l’épaisseur moyenne du CI, dont la moitié, environ, constituée par des grès de porosité 25%, le bassin considéré ayant 600 000 km2 (en Algérie et en Tunisie essentiellement), la réserve aquifère du CI a été estimée à 50000 ×109 m3 par CORNET (1961 et 1964). Pour ce même bassin, l’étude UNESCO (1972) évalue approximativement le volume d’eau moyen de l’ensemble des aquifères du CI et du CT à 60000 ×109 m3. MARGAT (1992), sans détail précis sur la méthode de calcul, fait état de 40000 ×109 m3 de réserves aquifères du CI. Il évalue la réserve du CT (couvrant 350 000 km2 en Algérie et en Tunisie essentiellement) à 20 000 ×109 m3. Ces estimations ne tiennent pas compte de toute la partie libyenne du système aquifère.

Nous tentons, ici, d’évaluer la ressource dans les aquifères du Sahara septentrional. Les réserves totales contenues dans le réservoir représentent le volume total des formations aquifères [obtenu par cubature des surfaces isopaches] auquel est appliquée la porosité efficace (OSS, 2002).

L’estimation des réserves, des aquifères du CI et du CT dans leurs nouvelles délimitations (Algérie, Tunisie plus leurs extensions en Libye) est rendue possible après élaboration des cartes des épaisseurs du CI et du CT à travers le bassin.

3.3.1. Calcul des réserves du CI La carte des épaisseurs du CI résulte de la soustraction des cotes du mur à celles du

toit du CI (Fig.3-7). Celle-ci montre des épaisseurs variables. Sur la limite Nord-Ouest du bassin, nous pouvons noter des variations brutales d’épaisseurs dues à la flexure sud-atlasique.

Fig.3-7 : Carte des épaisseurs du CI (OSS, 2003b) L’histogramme (Fig.3-8) construit à partir de la grille de l’épaisseur CI (Fig.3-7) permet de calculer l’épaisseur moyenne du CI.

50

Fig.3-8 : Histogramme des épaisseurs

Elle est donnée par la relation ∑

∑ni

yini. = 358 m

(ni étant le nombre de valeurs par classe et yi la moyenne de la classe). Sachant que l’aire du domaine du CI est de 1.100.000 Km², le produit de l’épaisseur moyenne et de la surface du domaine fournit un volume de 3,93×1014 m3

La valeur de la porosité efficace est donnée dans le rapport OSS (2002). Il y est noté que, « l’estimation des réserves peut être faite par le calcul du déstockage par rabattement : c’est la contribution des réserves qu’exprime dans les équations de l’écoulement et du bilan le terme [S.dh/dt] en nappe captive, ou [e.dh/dt] en condition de nappe libre. La contribution des réserves est donc proportionnelle à la vitesse de rabattement, et à rabattement égal, elle dépend du coefficient d’emmagasinement. On comprend aisément que la contribution des réserves soit prépondérante dans les régions où l’aquifère renferme une nappe à surface libre : en effet, le rapport entre les ordres de grandeurs des coefficients d’emmagasinements captifs et des porosités se trouve généralement dans des rapports de 1 à 500 ou même plus ».

Il est alors considéré qu’en nappe libre le coefficient d’emmagasinement équivaut à la porosité efficace. La carte des coefficients d’emmagasinnement du modèle du projet SASS (OSS, 2003b) affiche, dans les parties à nappe libre des valeurs de l’ordre de 1 à 2% dans la nappe du CT et 5 à 10 % dans la nappe du CI, nous adopterons dans nos calculs la valeur moyenne de 5% comme valeur de la porosité efficace. Considérant une porosité efficace de 5%, nous pouvons estimer les réserves du CI à 20.000×109 m3. Avec un flux moyen annuel de recharge naturelle de 0,296 ×109 m3/an, le taux de renouvellement de la nappe du CI s’établit à 1,48.10-5 ; soit une durée de 70.000 ans environ.

3.3.2. Calcul des réserves du CT Comme pour le CI, la carte des épaisseurs du CT est déduite par soustraction des

cotes du mur à celles du toit du CT (Fig.3-9).

Classe

ni

51

Fig.3-9 : Carte des épaisseurs du CT (OSS, 2003b)

De même, l’histogramme (Fig.3-10) construit à partir de la grille de l’épaisseur du CT (Fig.3-9) permet de calculer l’épaisseur moyenne du CT.

Fig.3-10 : Histogramme des épaisseurs

Elle est donnée par la relation : ∑

∑ni

yini. = 342 m

(ni étant le nombre de valeurs par classe et yi la moyenne de la classe).

Classe

ni

52

Sachant que l’aire du domaine du CT est de 665.000 Km², son volume peut être évalué à 2,27×1014 m3. En considérant une porosité de 5%, nous pouvons estimer les réserves du CT à 11.000×109 m3.

D’après ces calculs, les réserves du CI et du CT peuvent s’établir à 31.000×109 m3. Avec un flux moyen annuel de recharge naturelle de 0,573 ×109 m3/an, le taux de renouvellement de la nappe du CT s’établit à 5,2.10-5 ; soit une durée de 20.000 ans environ. Les différences entre ces chiffres et les estimations avancées par les études précédentes résident dans les valeurs de porosités, des surfaces considérées et des épaisseurs des formations aquifères adoptées.

Cette évaluation des réserves n’est vraiment éclairante que si elle est accompagnée d’une étude sur le taux de renouvellement des eaux, avec des comparaisons internationales. Le tableau 3-1 ci-dessous permet de comparer les réserves et la durée de renouvellement des eaux de quelques grands réservoirs aquifères. Tableau 3-1 : Taux de renouvellement de quelques grands réservoirs aquifères (MARGAT & SAAD, 1982 ; MARGAT, 1990)

* in MARGAT (1990) ** in MARGAT et SAAD (1982)

Au vu de ce tableau, l’aquifère du Continental intercalaire (Sahara septentrional) présente la durée de renouvellement la plus longue. L’aquifère du bassin artésien du Dniepr-Donetz en ex-URSS, avec une alimentation et des réserves plus importantes, se renouvelle deux fois plus vite que celui du Continental intercalaire.

L’aquifère du CT présente, à peu près, la même durée de renouvellement que le grand bassin artésien australien et les sables verts du bassin de Paris. Ils se renouvellent trois fois plus vite que l’aquifère du CI.

Pays Réservoir aquifère

S Volume d’eau

moyen (109 m3)

Q Flux

moyen (109 m3)

Q / S Taux moyen annuel de

renouvellement

S / Q Durée de

renouvellement (années)

(Algérie, Tunisie, Libye)

Bassin du Sahara septentrional : Continental intercalaire

20 000 0.296 1,48.10-5 70 000

(Algérie, Tunisie, Libye)

Bassin du Sahara septentrional : Complexe terminal

11 000 0.573 5,20. 10-5 20 000

Australie (HABERMEHL, 1980)**

Grand bassin artésien (multicouche) 20 000 0.8

(initial) 4.10-5 25 000

Arabie Saoudite (NEULAD, 1988)*

Bassin sédimentaire (ensemble des aquifères)

3.10-5 33 000

Sénégal-Mauritanie (BRGM, 1976)**

Sables et grès du Maestrichtien 1 500 0.13 8,6.10-5 11 500

Ex-URSS (KUDELIN, 1960)**

Bassin artésien du Dniepr-Donetz (multicouche)

175 000 5 2,8.10-5 35 000

France (MARGAT et SAAD, 1982)

sables verts (Albien) du bassin de paris 425 0.02 4.7.10-5 21 000

USA –Texas (POSTEL, 1984 ; USGS, 1984)*et**

Ogallala Aquifer des High Plains 350 0.175 5.10-4 2 000

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Conclusion

La synthèse géologique du bassin du Sahara septentrional présente une description lithostratigraphique des formations géologiques. Les noms de ces formations varient selon les localités, notamment en Libye et en Tunisie. En dépit des difficultés de corrélation liées aux variations latérales de faciès, le système multicouche du Sahara septentrional a pu être schématisé dans son ensemble. Ce système recèle d’importantes réserves d’eau. Contrairement aux études précédentes, dans ce travail, le calcul des réserves du CI et du CT a intéressé toute l’étendue du SASS (Algérie, Tunisie et son extension en Libye). Elles sont estimées à 31.000×109 m3, dans ses aquifères et détient, pour ce qui est de la nappe du CI, la durée de renouvellement la plus longue.

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Chap.4 : ESTIMATIONS DE LA RECHARGE DU SASS : ETAT DE L’ART

Introduction L’alimentation des nappes du Sahara septentrional s’effectue pour le Continental

Intercalaire : de façon directe par infiltration des eaux de ruissellements qui se produisent sur les

zones périphériques d’affleurement, notamment : - dans le piémont de l’Atlas saharien (Nord – Ouest), - dans le massif du Dahar (Est), - sur les rebords ouest (Touat, Gourara) et sud (Tidikelt) du plateau de Tademaït, ainsi que sur le rebord Sud du plateau du Tinrhert et sa prolongation en Libye jusqu’au Jebel Fezzan (ERESS, 1972b ; BRL, 1998a), dans le massif du Nefusa en Libye (GEOMATH, 1994), Indirectement dans le grand erg occidental à travers des sables dunaires et du

complexe terminal, dans la région du Dahar où il n’existe pas de séparation imperméable entre les deux réservoirs (RESS, 1972b ; BRL, 1998a). et pour le Complexe Terminal : sur les bordures relativement arrosées du bassin, par infiltration directe sur les

affleurements calcaires (Sénonien, Eocène inférieur, Turonien), ou au travers des nappes d’inféro-flux des oueds : bordure Sud-Atlasique, M’Zab, Jebel Tebaga, Dahar, Jebel Nefousa, dans les deux grands ergs (Occidental et Oriental), par infiltration de pluies

exceptionnelles au travers des formations dunaires perméables (BRL, 1998c). à l’Est du Djerid, la partie nord de la "chaîne" des Chotts est considérée comme

source de recharge potentielle (EDMUNDS et al., 1997).

Bien que les zones d’alimentation soient connues, les débits concernés n’ont jamais pu être déterminés avec précision (ERESS, 1972b). Le problème de l’estimation de la recharge en zone aride et semi-aride a particulièrement attiré l’attention des hydrogéologues ces dernières décennies. Le besoin de déterminer quantitativement la recharge des nappes en région aride devenu de plus en plus apparent et pressant, de nombreuses méthodes analytiques ont été proposées et testées (GLENDON et HILLEL, 1988). Dans l’ensemble, et conformément à l’état de l’art, des approches physiques ou piézométriques ainsi que des techniques de traceurs (isotopiques et chimiques) ont été utilisées. Dans ce qui suit, nous passerons en revue les différentes estimations de la recharge des aquifères du Sahara septentrional après avoir exposé les méthodes ayant servi pour les arrêter.

4.1. Approche hydrologique

Il est certainement très difficile d’obtenir une formule efficace et rapide pour déterminer à quel taux de précipitations une eau formée peut s’infiltrer dans le sol et percoler en profondeur pour recharger les nappes souterraines. Ceci dépend fortement de la distribution des précipitations et des conditions climatiques, hydrauliques et pédologiques. Les enregistrements pluviométriques effectués dans le Sahara montrent qu’actuellement, des conditions de climat hyper-aride prévalent. Néanmoins, des occurrences sporadiques de précipitations peuvent encore engendrer des eaux souterraines. Il est concevable qu’une eau de pluie s’accumule localement dans un oued, où l’eau souterraine peut être rechargée.

Le calcul du bilan hydrologique est bien connu et souvent utilisé pour estimer toutes les composantes du bilan. La recharge (Rg) est alors considérée comme la différence entre

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la pluie (P) et la somme des autres composantes (Ruissellement (R), Evapotranspiration (ETR), Changement de l’humidité du sol (∆S) (GLENDON et HILLEL., 1988).

Rg = P – (R + ETR + ∆S)

Le problème des hydrogéologues dans l’estimation des ressources est d’obtenir un élément fiable de l’écoulement qui puisse être simulé et utilisé comme moyen de contrôle pour les besoins de modélisation. L’estimation de la recharge est souvent rendue très délicate voire impossible à cause de multiples lacunes. La grandeur de la tâche liée aux calculs de la recharge est telle que souvent un pourcentage de la précipitation est simplement considéré comme recharge en dépit du calcul hydrologique (LLOYD, 1986). Le débit (Q) est alors donné par le produit de la pluie moyenne (P), de la surface (S) et d’un coefficient d’infiltration (Ci) :

Q = P. S . Ci

C’est ainsi que CORNET (1961) a, pour la première fois, tenté d’estimer l’alimentation de la nappe du Continental intercalaire dans le Sahara algérien. L’une des principales zones d’alimentation des grès du Crétacé inférieur continental est l’Atlas saharien. En limitant la région pouvant intéresser le Sahara algérien par ses infiltrations à la ligne de partage des eaux superficielles, entre la frontière algéro-marocaine et le méridien de Biskra, la superficie totale des affleurements gréseux du Crétacé inférieur est proche de 10000 km2 auxquels il ajoute 625 km2 dans l’Aurès. La hauteur moyenne des pluies dans la même région (calculée par l’auteur d’après la carte de SELTZER (1946) est d’environ 250 mm/an, (750 mm pour la partie aurasienne des affleurements), la quantité d’eau tombant annuellement sur les affleurements du Crétacé inférieur continental est estimée à 2.5 milliards de m3 à l’Ouest de Biskra, et de 0.5 dans l’Aurès, soit au total 3 milliards de m3 environ.

L’auteur admet qu’il est difficile d’appliquer un coefficient d’infiltration à ces formations. Il note que les grès crétacés bénéficient d’un impluvium dépassant largement leurs affleurements et que leurs eaux sont très rapidement concentrées par ruissellement dans les dépressions qui coïncident avec les zones perméables. CORNET (1961) indique que pour citer un chiffre qui n’est qu’un ordre de grandeur, un coefficient d'infiltration correspondant à 10% des eaux pluviales tombées strictement sur les affleurements du Crétacé continental, permettrait annuellement à 250 millions de m3 (soit 8 m3/s environ) de s’écouler souterrainement vers le Sahara.

Dans la région de Gourara, Touat et Tidikelt, ces affleurements dépassent 50 km2. En considérant une pluie moyenne de 20 mm/an et un coefficient d’infiltration de 10%, il évalue le volume infiltré annuellement à 100 millions de m3 (soit 3 m3/s environ).

Hors de leurs affleurements, les grès du Continental intercalaire peuvent être alimentés en des zones où une formation perméable les recouvre. C’est le cas sous le grand erg occidental et une partie de la Hamada sud oranaise où s’écoule une importante nappe phréatique circulant dans des alluvions continentales d’âges tertiaires. L’impluvium constitué par l’erg couvre environ 70 000 km2 qui reçoivent approximativement 50 mm de pluie par an, soit au total 2.1 milliards de m3 ; l’impluvium de la Hamada couvre 75 000 km2 recevant environ 80 mm de pluie par an, soit au total 6 milliards de m3. Tenant compte de la suralimentation par les crues d’oueds, 5% seulement de ces eaux s’infiltrent, et le débit annuel récupéré par les nappes souterraines serait de 400 millions de m3 soit 12 m3/s. Ne retenant que les infiltrations septentrionales, CORNET (1961) arrête un total d’environ 23 m3/s et souligne ce que ce chiffre contient d’incertaines approximations.

Sur la base d’informations complémentaires, l’étude du BURGEAP (1963) revoit à la baisse des débits avancés par CORNET (1961). Ainsi, l’atlas saharien ne contribuerait à l‘alimentation du Continental intercalaire qu’à raison de 4 m3/s, la Hamada sud oranaise et le

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grand erg occidental : 8 m3/s, le tademait : 0.5 m3/s, Hamada du Tinrhert : 0.4 m3/s, les affleurements du CI dans le sud de la Libye : 0.5 m3/s ; ce qui équivaut à un total de 13.4 m3/s.

TEISSIER (1970) est le premier à avancer une estimation de l’alimentation actuelle

du Continental Intercalaire à partir du Dahar tunisien. Il considère une longueur d’affleurement de 60 km (entre Beni Kaddèche et Touil El Hira où il n’y a pas de niveau imperméable séparant les sables du Continental intercalaire des calcaires sus-jacents). Avec une pluie moyenne de 200 mm et un taux d’infiltration de 10%, en admettant une surface des affleurements de l’ordre de 3000 km2, il évalue le volume d’eau infiltré à 60.106 m3/an, soit approximativement 2 m3/s. Si l’on suppose que le coefficient d’infiltration est compris entre 5 et 10%, le débit d’alimentation du Continental Intercalaire dans cette zone serait compris entre 1 et 2 m3/s (ERESS, 1972a).

Sur le Dahar tunisien, BEN BACCAR (1987) a estimé à 0.217 m3/s l’infiltration directe de la pluie (180 mm de moyenne) sur les affleurements du Turonien des Matmatas (760 km2), en adoptant un coefficient d’infiltration de 5%.

MANSOURI (1988), en considérant une surface d’alimentation de 3160 km2, une pluviométrie moyenne d’environ 100 mm/an et un coefficient d’infiltration de 10%, évalue le débit d’alimentation sur le môle de Touil el Hira (Dahar) à 1.033 m3/s. YAHYAOUI (1996) évalue la surface d’alimentation de la nappe albienne à partir d’infiltrations d’eaux de pluie sur le môle de Touil el Hira (entre les frontières tuniso-libyennes et la limite nord du bassin de Aïn Dekouk) à 1870 km2. Pour une pluie moyenne de 70 mm/an et un coefficient d’infiltration de 2.2 %, il estime le débit d’alimentation dans cette zone à 0.0913 m3/s.

L’étude de SRIVASTAVA (1981) a tenté d’estimer la recharge des nappes du CI et du CT. D’abord, pour la nappe du CI, la zone de recharge située au Nord de la latitude 30°, entre 1°W et 3°E (en territoire algérien), couvre une surface de 74800 km2, avec une pluie moyenne de 50 mm/an. En considérant qu’au maximum 95% de cette pluie est perdue par évaporation et 5% s’infiltrent (2.5 mm), la recharge dans cette zone est estimée à 187 Mm3/an (5.929 m3/s). Pour une pluie moyenne de 30 mm/an, ces mêmes considérations ont abouti à une estimation de la recharge, de la zone située entre les latitudes 27°N et 30°N et les longitudes 1°W et 10°E (67600 km2), à 101.4 Mm3/an (3.215 m3/s), et de la zone située entre les latitudes 28°N et 28°30’N et les longitudes 10°E et 11°E (Jebel Gargaf) (7500 km2) à 11.25 Mm3/an (0.356 m3/s). Pour la zone de recharge de Jebel Nefusa (3000 km2), avec une pluie moyenne de 150 mm/an, les pertes par évaporation sont supposées égales au maximum à 90% de la pluie, et le coefficient d’infiltration égale à 10% (15 mm/an) ; la recharge dans cette zone est estimée à 45 Mm3/an (1.426 m3/s). Pour la nappe du CT, la recharge sur le Jebel Nefusa (2800 km2), avec une pluie moyenne de 150 mm/an, des pertes par évaporation supposées égales au maximum à 90% de la pluie, et un coefficient d’infiltration égal à 10% (15 mm/an) ; est estimée à 42 Mm3/an (1.331 m3/s).

Dans le bassin de wadi Sawfajjin, en Libye (Fig.4-1), PALLAS et BUFILA (1978) ont procédé à une estimation de la recharge. Nous présentons, ici, le résultat de l’application de l’approche hydrologique dans la zone en aval de Bani Walid jusqu’aux affleurements imperméables du Paléocène et du Miocène (le résultat de l’application de l’approche hydrodynamique dans la zone centrale sera développé plus loin dans la section qui lui est consacrée). Pour une pluie moyenne interannuelle comprise entre 40 et 150 mm, le volume des précipitations tombées dans la zone (4516 km2) est estimé à 311.2 Mm3. En considérant un coefficient d’infiltration de 2.5 %, la recharge de l’aquifère du Crétacé supérieur a été estimée à 8 millions de m3/an (253 l/s). Le ruissellement dans cette région (wadi Mardum) a

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été estimé par GEFLI (1976b) à 5 Mm3/an, parmi lesquels 2 Mm3/an sont supposés s’infiltrer dans le lit de l’oued. La recharge totale dans cette zone s’élèverait alors à 8+2=10 Mm3/an.

Fig.4-1 : Bassins-versants des oueds Sawfajjin et Kaam (D’après PALLAS, in OSS, 2003a) La partie du bassin en amont du méridien de Mizda n’a pas été étudiée par GEFLI (1976b). Mais sa contribution est estimée également à 20 millions de m3/an (634 l/s). Les bassins de Wadi Kaam et de Wadi Lebda couvrent une superficie d’environ 2000 km2 dans une zone d’affleurements carbonatés et à précipitation plus abondante (200 à 250 mm/an). L’infiltration y est estimée entre 25 et 30 Mm3/an (792 à 951 l/s). Le bassin occidental, endoréique, de 12000 km2 de superficie, incluant les oueds qui s’écoulent vers le sud-ouest participe également à l’alimentation des nappes du Crétacé supérieur. L’infiltration à partir du ruissellement dans les oueds est estimée à environ 20 Mm3/an (634 l/s) (OSS, 2003a).

Utilisant cette fois l’approche du bilan hydrologique, FERSI (1979a) a tenté d’estimer l'infiltration des eaux ruisselées à la lisière de l’Erg Oriental dans la dépression fermée de Garaet Bou Flidja, à la suite des pluies exceptionnelles survenues entre le 4 et le 6 mars 1979. Cette estimation se base sur la baisse quotidienne du niveau du plan d’eau de la Garaet pendant 29 jours après les crues, et donne une valeur moyenne de 12 mm/j. En considérant la superficie qui a été couverte par l'eau ruisselée (13 km2), l’infiltration serait de 1,8 m3/s ; le volume ruisselé est estimé à 21.106 m3. Avec une tranche d'eau moyenne de 1,6 m, il constate qu'à la fin de la période d'observation, 60% de l'eau, ainsi accumulée s'est infiltrée dans le sol (soit 12,6 .106 m3) ; les 40 % ont été reprises par l'évaporation. Les conditions d'infiltration sur le sol de Garaet Bou Flidja sont particulièrement favorables à l'infiltration du fait que les couches superficielles sont formées de sable limoneux des dunes de l'Erg.

En considérant que la totalité de la superficie des deux bassins de l’oued Tarfa et de Garaet Bou Flija est infiltrante (formations calcaires du Sénonien) et en tenant compte d’une pluviométrie moyenne annuelle de 120 mm et d’un coefficient de ruissellement de 12%, OSS (2003a) évalue le volume ruisselé à 72,4 106 m3/an. L’infiltration jusqu’à la nappe n’intéresse que près de 10% de ce volume, ce qui donne un volume infiltré de l’ordre de 7,2. 106 m3/an (229 l/s).

SONNTAG (1985, In THORWEIHE et HEINL, 1996) a essayé d’estimer la quantité des eaux souterraines du système aquifère nubien. En utilisant des hypothèses optimistes de la formation contemporaine des eaux souterraines à partir de la pluie, le taux de recharge annuelle est évalué à 10 mm avec une précipitation annuelle de 50 mm. A ce taux, il a déterminé une zone d’infiltration de 300000 km2 qui correspond à un taux de 3.109 m3/an.

BV Wadi kaam – wadi Lebda

BV wadi Sawfajjin

Bassin occidental

Wadi Mimoun

W ; mardum

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Toutefois, pour obtenir une estimation du taux de formation des eaux souterraines à partir de l’infiltration des eaux de pluie, il semble important d’évaluer d’abord en détail les enregistrements des mesures pluviométriques complétées par les experts appropriés (THORWEIHE et HEINL, 1996).

4.2. Approche géochimique Dans le Sahara septentrional, plusieurs études récentes, utilisant des techniques

isotopiques, se sont penchées sur la question de la recharge des eaux souterraines dans les aquifères du CI et du CT dans la région du Grand Erg Oriental, aussi bien en Tunisie qu’en Algérie, où la moyenne à long terme de la pluviométrie actuelle est généralement inférieure à 150 mm. Des études antérieures se sont spécialement intéressées à l’utilisation des radio-isotopes 14C et 3H (ARANYOSSY et MAMOU, 1985). Ces auteurs ont évalué l’alimentation de la nappe du Continental intercalaire sur le Dahar à partir de la vitesse de circulation de l’eau souterraine déduite des activités du 14C en utilisant la formule suivante :

Q = Ve . S . ne où : Q : Débit d'alimentation à partir du Dahar,

Ve : Vitesse d'écoulement souterrain déterminée à partir des teneurs en 14C (Ve = 2m/an)

S : Section d'écoulement totale de l'aquifère (longueur d'affleurement: 200 km et épaisseur de la formation aquifère : 150 m).

ne : Porosité cinématique de la formation aquifère (ne = 0,05 à 0,1). L'application de la formule donne un débit d’alimentation de 190 l/s.

Au cours du projet Avicenne (EDMUNDS et al., 1997), des datations au radiocarbone ont été menées au Sahara septentrional et ont permis d’identifier un certain nombre de régions où se trouvent des eaux récentes (avec pmc >40). Dans d’autres régions, le pmc (typiquement entre 10 et 20) correspond plus probablement à une recharge holocène. L’estimation de la recharge a été faite, non pas à partir du 14C, mais en utilisant le bilan de masse du Cl, en supposant que tout le Cl est dérivé de l’atmosphère. En particulier, certains profils de la zone non saturée ont été mesurés pour la première fois dans le bassin pour afficher les taux de recharge récente. Les investigations spécifiques de recharge ont été menées dans certains sites (Tableau 4-1), dans les régions de Tozeur, Regim Matoug (en Tunisie) et Rhourd El Baguel (en Algérie). Chacun des profils mesurés est interprété en terme d’histoire hydrologique (recharge) du site et montre que la recharge est un processus actif de nos jours. Cette recharge (Rg) est donnée par la relation :

Rg = P . Cp/Cs où

P : est la pluie moyenne (100 mm pour Tozeur et Rhourde El Baguel), Cp : est la concentration moyenne du Cl dans l’eau de pluie (5 mg/l du Cl dans l’eau de

pluie en Tunisie et 3 mg/l pour l’Algérie), Cs : est la concentration moyenne du Cl dans l’eau interstitielle de la zone non saturée. Tableau 4-1 : Recharge moyenne aux différents sites Site Intervalle de

profondeur (m) Cs :Moyenne Cl (mg/l)

Intervalle de temps (an)

Recharge moyenne (mm)

Tozeur 3 0.5 – 19.5 322 750 1.55 Tozeur 4 0.5 – 7.5 786 0.64 Reggim Maatoug 0.5 – 9 717 0.7 Rhourde El Baguel 2.0 – 6.5 838 0.36

59

Ces calculs sont particulièrement sensibles à la concentration du Cl dans l’eau de pluie sur une longue période. L’intervalle de temps est le temps mis pour le transfert de l’eau vers la nappe. Plus la teneur du Cl dans l’eau de la nappe est importante, plus la recharge est importante. Ces estimations donnent des valeurs réalistes à long terme pour la recharge dans ces zones arides.

En utilisant les isotopes stables 18O et 2H, il est aussi possible de distinguer qualitativement l’étendue de l’eau récente et celle de l’Holocène par rapport à l’eau souterraine du Pléistocène qui, en général, a une composition isotopique plus légère. Les eaux qui ne montrent pas un enrichissement important par évaporation ont aussi, plus probablement, été une part d’un régime de recharge actif. Ces constatations se justifient sur les aires d’alimentation des aquifères du Sahara septentrional, mais n’y ont pas été utilisées pour quantifier la recharge. Cependant, cette méthode a permis à ALLISON et al. (1984), utilisant un modèle simple qui calcule l’évaporation en fonction du temps, de faire des observations pour une gamme de recharge de 1 à 140 mm/an dans des sites sélectionnés en Australie. Ce modèle montre la relation entre l’enrichissement en isotope lourd et la recharge et permet de la quantifier. Cette méthode s’est avérée approximative et il est difficile de fixer des limites de confiance aux estimations de la recharge (ALLISON et BARNES, 1985). Elles devraient être confortées par d’autres méthodes de calcul plus directes (GLENDON et HILLEL, 1988). En outre, d’autres études ont été menées en utilisant un support informatique comme dans les dunes du Dahna (Arabie Saoudite), qui simulent les taux d’infiltration à travers un transport vertical d’isotopes (2H, 18O, 3H) dans l’eau de suintement. MUNNICH et al., (1980), SONNTAG et al., (1980) justifient des taux de recharge de 20 mm/an avec une précipitation annuelle de 70 mm. DINCER et al. (1974) avait abouti à une conclusion similaire.

On peut noter que des techniques de profil utilisant le tritium ou le chlorure en zone non saturée ont récemment été appliquées avec succès en Afrique (EDMUNDS et WALTON, 1980 ; EDMUNDS et GAYE, 1994), au Moyen-Orient (EDMUNDS et WALTON, 1980), en Australie (ALLISON et HUGHES, 1978), en Inde (SUKHIJA et al., 1988) et en Amérique du Nord (STONE et McGURK, 1985) et aboutissent généralement à des estimations réalistes de la recharge moyenne sur des périodes de plusieurs années ou décennies. Sur les trois méthodes de traceurs possibles (Tritium, Isotopes Stables et Chlorures) la méthode du chlorure attire plus spécialement parce qu’il est le traceur le moins coûteux pour l’estimation de la recharge (GAYE et EDMUNDS, 1996).

4.3. Approche hydrodynamique

Dans l’approche hydrodynamique, la recharge est déterminée par le calcul de flux de l’eau souterraine. Ce flux est déterminé par des mesures séparées du gradient hydraulique et de la conductivité hydraulique.

Cette approche a été appliquée en Libye par PALLAS et BUFILA (1978). L’alimentation des aquifères carbonatés du Crétacé supérieur s’effectue sur les flancs Sud et Est du Jebel Nafusa et dans les bassins-versants des oueds qui drainent les eaux de ruissellement vers la Méditerranée dont les principaux sont : Wadi Sufajjin et Wadi Kaam (Fig.4-1). PALLAS et BUFILA, (1978) ont procédé à une estimation de la contribution des bassins-versants à l’alimentation des nappes, par calcul à partir du gradient hydraulique pour la zone centrale du bassin-versant de l’oued Tawargha. Ce bassin-versant correspond approximativement aux parties des bassins des oueds Sawfajjin, Maymoun et Mardum où les formations Mizda – Tigrinna et Nalut affleurent. La Fig.4-1 ci-dessus indique les limites de l’aire de recharge de l’Oued Tawargha.

Dans la zone centrale (entre Mizdah et Bani Walid) : l’alimentation a été indirectement estimée en considérant qu’elle est équivalente au flux souterrain (flux de sortie de cette

60

zone) : avec une transmissivité de 10-3 m2/s, un gradient hydraulique de 4,4.10-3, une longueur de front de 85 km. Sur la base de ces considérations, le débit de sortie de la zone centrale est estimé à 12 millions de m3/an soit 374 l/s.

Une estimation du flux sortant d’approximativement la même zone a été faite par ENERGOPROJECT (1977). Cette étude estime le débit à 14.5 Mm3/an dont 7 Mm3/an proviennent de l’aquifère de Mizda et 7.5 Mm3/an de l’aquifère de Gharian. Le débit dans le bassin de l’oued Sawfajjin peut alors s’établir à 12 Mm3/an + les 10 Mm3/an (calculés dans l’approche hydrologique) =22 Mm3/an (700 l/s).

Par différence au débit de décharge de l’oued Tawargha (2000 l/s), PALLAS et BUFILA (1978) estiment le flux en provenance du sud de la zone à 1300 l/s. PALLAS (1978a) en apporte la confirmation en procédant à des calculs de gradient hydraulique (entre 7,1.10-4 et 1,25.10-3), avec des transmissivités de 2.10-3 à 2.10-2 m2/s, il approche ce volume à 1550 l/s. Ce débit s’écoule de l’aquifère des sables du Mésozoïque vers Tawargha.

Pour SRIVASTAVA (1981), les eaux, en provenance de l’Ouest et du Sud de la nappe du CI, convergent vers l’erg oriental, dont une partie prend la direction de l’Est, passant entre Sinawen et Ghadames. Pour une longueur de front de 140 km, un gradient hydraulique de 0,15.10-3, une transmissivité de 4,67.10-2 m2/s, le débit est estimé à 30.91 Mm3/an (0.980 m3/s). Pour la nappe du CT, le débit en provenance du Sud-Ouest, pour une longueur de front de 150 km, un gradient hydraulique de 1,55.10-3, une transmissivité de 1,28.10-3 m2/s, est estimé à 9.46 Mm3/an (0.299 m3/s). Le débit en provenance du Sud, pour une longueur de front de 100 km, un gradient hydraulique de 1,87.10-3, une transmissivité de 1,28.10-3 m2/s, est estimé à 7.54 Mm3/an (0.239 m3/s).

Utilisant la méthode de Darcy, MANSOURI (1988) a estimé les ressources dynamiques globales de la nappe du Continental Intercalaire de l'Extrême sud tunisien à 4820 l/s. Pour la nappe albienne du piémont oriental et du flanc occidental du Dahar (Lorzot -Bir Amir, secteurs n°2 et n°3) les ressources dynamiques ont été estimées à 1130 l/s pour des gradients hydrauliques de 0.6 à 1.6 %o. Quant à la nappe wealdienne du Dahar oriental, qui se situe à l'Est de Déhibat -Bir Thlathine, les ressources dynamiques ont été évaluées à environ 854 l/s (tome 2, page 55). YAHYAOUI (1996) a essayé d'évaluer les ressources dynamiques du CI sur le Dahar. Pour des transmissivités comprises entre 5 et 18.5. 10-3 m2/s et des gradients hydrauliques entre 0.1 et 0.2 %o, il évalue les ressources de la nappe albienne du piémont oriental et du flanc occidental du Dahar (située entre les frontières tuniso-libyennes et la limite nord du bassin de Aïn Dekouk) à 131 l/s. Quant à la nappe wealdienne du piémont oriental du Dahar, pour des transmissivités comprises entre 4.4 et 9. 10-3 m2/s, des gradients hydrauliques entre 0.6 et 0.1 %o, il évalue ses ressources à 374 l/s. Les ressources dynamiques du piémont oriental et du flanc occidental du CI sur le Dahar s’établiraient alors à 505 l/s.

La différence entre les estimations de MANSOURI (1988) et YAHYAOUI (1996) réside, comme l’a souligné MAMOU (1988), notamment dans la surestimation des gradients hydrauliques. En effet, ces gradients ne sont que de 0.1 à 1.4%o pour la nappe albienne et de 0.5 à 3%o pour la nappe wealdienne. Concernant les estimations des ressources dynamiques de cette dernière, on note que la zone située entre la limite septentrionale du bassin-versant d’oued El Brega et Bir30 est non aquifère, excepté quelques lentilles dispersées ; par conséquent, le front de la nappe wealdienne du piémont oriental du Dahar situé au nord de la frontière avec la Libye n’est que d’environ 80 km.

L’identification de cette alimentation par le calcul du débit transitant entre deux isopièzes par application de la loi de Darcy, approche intéressante, restait toutefois assez imprécise car trop ponctuelle. La modélisation a permis de progresser dans ce domaine en affichant les potentiels de bordure et les transmissivités mesurées dans les divers ouvrages et en recherchant, par essais successifs, le débit d’alimentation nécessaire à la

61

reconstitution de la carte piézométrique mesurée. Ces deux approches relèvent du même principe et peuvent donc faire l’objet des mêmes critiques, cependant la modélisation assure une cohérence globale qui garantit une meilleure fiabilité à l’identification, BRL (1998b). Nous verrons comment la modélisation a amené un peu plus de certitude sur ce point fondamental.

4.4. Modèles mathématiques

L’un des premiers modèles conceptuels d’écoulement souterrain au Sahara est l’œuvre de BALL (1927 ; in THORWEIHE et HEINL, 1996) traçant la carte piézométrique du système aquifère nubien. Ce n’était pas un modèle mathématique mais simplement une conclusion découlant de l’équation de Darcy, signifiant que l’écoulement souterrain suit le gradient de la surface piézométrique. Pour le Sahara septentrional, conformément à l’état de l’art, plusieurs modèles de dimensions différentes et utilisant des techniques différentes (méthode analogique, éléments finis ou différences finies) ont été élaborés (Fig.4-2).

Fig.4-2 : Modèles du Sahara septentrional

De tous ces modèles, seul le modèle SASS, dernier en date, a intéressé tout le système aquifère du Sahara septentrional, à savoir : de l’Atlas au nord, au Tassili du Hoggar au sud ; et de la Saoura à l’Ouest, à son extension dans le graben de Hun à l’Est.

Dans tous les modèles, le régime d’équilibre correspond à l’état non influencé par les pompages ; les débits d’alimentation sont alors calculés par les modèles. Toutefois, PIZZI et SARTLOLI (1984) ont simulé une hypothèse de recharge nulle (eaux fossiles) ; le niveau piézométrique actuel serait alors le résultat d’un tarissement pur depuis l’Holocène.

L’étude de GEOPETROLE (1964), utilisant un modèle analogique, revoit très légèrement à la hausse le chiffre de BURGEAP (1963). Au terme du calibrage du modèle, l’atlas saharien contribuerait à raison de 4.5 m3/s, la Hamada sud oranaise et grand erg occidental : 8.9 m3/s, le Tademaït : 0.3 m3/s, Hamada du Tinrhert : 0.7 m3/s, les affleurements du CI dans le sud de la Libye : 0.8 m3/s ; soit un total de 15.2 m3/s.

Modèles du CI

Modèles du CT

ERESS

GEOMATH

SASS

SASS

ERESS

62

Les premières précisions sur l’alimentation des nappes, déduite de la modélisation, ont été apportées par l’étude ERESS (1972b). Dans le modèle de l’ERESS, les zones d’alimentation ont été représentées par des potentiels imposés. Les débits d’entrée sont alors calculés par le modèle, en s’assurant toutefois que la valeur trouvée par le calcul était dans des limites compatibles avec les observations de terrain disponibles. Après calage du modèle en régime permanent (1956), les débits d’alimentation suivants ont été retenus :

Atlas saharien : 2.03 m3/s, Grand Erg Occidental : 3.55 m3/s, Tinrhert : 0.43 m3/s, Dahar tunisien : 1.99 m3/s. Libye (Est) : 0.49 m3/s, L’alimentation de la nappe du Continental intercalaire (CI), dont on a vu les

estimations varier du simple au double, a été arrêtée à 8,49 m3/s.

Les conditions générales d’alimentation de la nappe du CI calculées par l’ERESS ont alors été reprises par les différentes études qui l’ont suivies, car rien n’est venu les remettre en cause. Celles-ci approchent la valeur de l’alimentation du CI qui tourne autour de celle de l’ERESS : • Ben AMMAR (1985), dans son "étude numérique critique de la nappe du Continental

intercalaire" a repris le modèle de l’ERESS dans le but de tester diverses hypothèses du débit de sortie dans la nappe du CI par l’Exutoire tunisien. L’auteur a utilisé le logiciel MULTIC (BESBES et al., 1991) qui résout l’équation de la diffusivité par la méthode des différences finies. Là aussi, l’alimentation a été représentée par des potentiels imposés. Au terme du calage en régime permanent, les entrées aux zones d’alimentation s’établissent comme suit :

Atlas Saharien: 2.60 m3/s, Grand Erg Occidental: 3.55 m3/s, Tinrhert : 0.55 m3/s, Dahar tunisien: 2.54 m3/s, Libye (Est) : 0.63 m3/s,

Soit un total de 9,87 m3/s. • Pour BESBES & ZAMMOURI (1988), le modèle du CI algéro-tunisien a été étendu en

Libye. L’alimentation aux bordures du bassin a été représentée par des potentiels imposés. Au terme du calage en régime permanent, les débits d’entrée donnés par le modèle sont :

Atlas saharien et Grand Erg Occidental : 4.99 m3/s, Tinrhert : 0.55 m3/s, Dahar tunisien : 2 m3/s, Affleurements du CI en Libye : 1.26 m3/s, Drainance à partir de l’aquifère de Mizda : 0.38 m3/s, Paléozoïque (sud Libye) : 0.75 m3/s.

Soit un total de 9,93 m3/s.

• L’étude de PIZZI et SARTOLI (1984) a appliqué le logiciel IGROSS, utilisant la méthode

des éléments finis, dans l’Ouest Libyen (incluant les zones de Wadi Ash Shati, Al Jufra et Jebel Fezzan, prolongé jusqu’au Nord-Ouest au Dahar). Ils considèrent que seules les régions où la pluie moyenne est supérieure à 200 mm/an peuvent contribuer à l’alimentation des nappes. Dans ces conditions, la zone Nord du système (Môle de Touil El Hira, dont la pluie moyenne est de 200 à 250 mm/an) serait la seule zone de recharge

63

potentielle. Les autres régions, où la pluie est inférieure à 200mm, dont une grande partie est caractérisée par une pluie moyenne inférieure à 50 mm/an, ne participeraient pas à la recharge. Par conséquent, le régime naturel du système a été reproduit en simulant le comportement depuis 10000 ans, période où les nappes sont supposées être pleines. Seuls les flux de sorties sont considérés. Les cotes topographiques ont été imposées aux points correspondants (Sebkhas et oueds). Les mêmes conditions sont imposées au Nord-Ouest du bassin. Des conditions de recharge nulle ont été imposées aux limites imperméables. Au terme du calage du modèle en régime permanent, les débits suivants ont été retenus (Fig. 4-3) :

Fig. 4-3 : Bilan de l’aquifère de Kikla en régime permanent (en m3/s)

Ce qui donne un total de 5.521 m3/s. • Les études BRL (1997) ont utilisé le code GEASS, qui applique aussi la méthode des

éléments finis, dans l’Ouest libyen (dans la même zone considérée par PIZZI et SARTOLI (1984)). L’infiltration dans le bassin est supposée nulle sauf aux zones correspondant aux Jebel Nefusa et Jebel Touil El Hira où des potentiels ont été imposés. Les mêmes conditions sont imposées aux Exutoires. Des conditions de flux nul sont fixées aux Exutoires. Les débits arrêtés, au terme du calage du modèle, s’établissent comme suit :

Dahar tunisien : 2 m3/s, Affleurements du CI en Libye : 3.5 m3/s, Drainance à partir de l’aquifère de Mizda : 0.6 m3/s, Paléozoïque (sud Libye) : 1.6 m3/s, Déplétion du réservoir : 1.2 m3/s.

Soit un total de 8,9 m3/s.

• BRL (1998b) a repris le modèle du CI dans le Sahara algéro-tunisien. L’outil utilisé est le logiciel NEWSAM (LEVASSOR et LEDOUX, 1996). Les zones d’alimentation ont été représentées par des potentiels imposés. Après calage du modèle, BRL (1998b) s’est arrêté au même chiffre que l’ERESS dont le détail des différents apports est commenté ci-dessous :

- La contribution du piémont de l’Atlas est la plus importante source d’alimentation de la nappe. Elle atteint 5,580 m3/s et représente l’infiltration des précipitations exceptionnelles tombant sur l’Erg mais surtout les eaux d’épandage des oueds issus de la bordure atlasique beaucoup plus arrosée. - L’apport provenant du plateau de Tinrhert et son prolongement en Libye est fixé à 0,823 m3/s. Cette contribution est extrêmement modeste si l’on considère la superficie concernée (1 mm d’eau infiltrée) : 823 l/s représentent 25 954 128 m3/an. La surface concernée est donc de : 25 954 128 m3 / 1.10-3 m soit 25 954 km2.

Aquifère de MIZDA

Aquifère de KIKLA (Continental intercalaire)

PALEOZOIQUEDAHAR tunisien

Tawargha Djeffara Golfe de Gabès

1.659 0.3760.772

3.119 1.325 1.077

Déplétion du réservoir

2.714

64

- Dans les monts du Dahar, situés entre Tataouine (Tunisie) et Nalut (Libye), l’alimentation par infiltration directe des précipitations ou par l’intermédiaire des eaux de ruissellement y est estimée à 2,085 m3/s. Selon cette approche, l’alimentation totale de la nappe du Continental intercalaire (domaine algéro-tunisien) s’établit donc à 8,49 m3/s (BRL, 1998b).

Le modèle du Système Aquifère du Sahara Septentrional (OSS, 2003b), dernier en date, qui, en plus des parties algéro-tunisiens du CI, englobe toute la partie libyenne, a utilisé la version 5 du logiciel PMWIN qui utilise le code MODFLOW (CHIANG et KINZELBACH, 2001). Là aussi, l’alimentation aux bordures du bassin a été représentée par des potentiels imposés. Les débits obtenus au terme du calage en régime permanent s’établissent comme suit :

Atlas saharien et Grand Erg Occidental : 7.54 m3/s, Tinrhert : 0.29 m3/s, Dahar tunisien : 0.45 m3/s, Affleurements du CI au Nord de la Libye (J. Nefusa): 1.13 m3/s, Drainance Turonien : 0.5 Paléozoïque (sud Libye) : 2 m3/s.

Soit un total de 11.9 m3/s. Les bilans successifs du Continental intercalaire sont résumés sur le tableau 4-2 suivant. Tableau 4-2 : Bilans successifs du Continental intercalaire

Régime Permanent Initial ( 1956 )

CO

RN

ET, 1

961

BU

RG

EAP,

1963

GEO

PETR

OLE

,196

4

ERES

S , 1

972b

PIZZ

I & S

AR

TOLI

, 198

4

Ben

AM

MA

R,1

985

BES

BES

& Z

AM

MO

UR

I, 19

88

BR

L , 1

997

BR

L , 1

998b

OSS

, 200

3b

ENTREES (m3/sec) LIMITE NORD – OUEST :

Atlas saharien 8 4 4.5 2.03 2.6 5.58 7.5

Hamada sud-oranaise & Erg occidental 12 8 8.9 3.55 3.55

4.99

Tademaït, El Biod 0.5 0.3

Sous-total 1 : 20 12.5 13.7 5.58 0 6.15 4.99 0 5.58 LIMITE SUD & EST :

Hamada du Tinhert 3 0.4 0.7 0.43 0.55 0.55 0.823 0.29Dahar tunisien 1.99 1.7 2.54 2 2 2.085 0.45Sous-total 2 : 3 0.4 0.7 2.42 1.7 3.09 2.55 2 2.908

LIBYE :

affleurements TRJLC 1.26 3.5

drainance Mizda 0.8 0.38 0.6 Paléozoïque & divers 1.4 0.75 1.6 2Nefusa 1.13Drainance Turonien

0.5

sous-total 3 : 0 0.5 0.8 0.49 2.2 0.63 2.39 5.7 RESERVOIR DEPLETION : TOTAL ENTREES : 23 13.4 15.2 8.49 5.6 9.87 9.93 8.9 8.49 11.9

65

Quant à la nappe du CT, comme pour le CI, son alimentation est estimée par le modèle de l’ERESS (1972c) à environ 18,32 m3/s dont la plus grande partie (6,73 m3/s) provient de l’Est (y compris le Dahar). L’apport en provenance de l’Atlas saharien est estimé à 2,39 m3/s. La dorsale du Mzab (à l’Ouest et Nord-Ouest) contribue à raison de 6,55 m3/s. L’apport à partir du Sud est évalué à 2,65 m3/s. Un débit de 200 l/s a été imposée pour représenter l’alimentation provenant des calcaires éocènes au nord de Djemaa.

Là aussi, ces conditions générales d’alimentation de la nappe du CT calculées par l’ERESS ont été reprises par les différentes études qui l’ont suivies, fautes d’indications récentes et plus précises. Nous présentons ci-dessous la répartition des apports calculés par le modèle du Système Aquifère du Sahara Septentrional (OSS, 2003b) :

Soit un total de 23.6 m3/s.

Conclusion Malgré les difficultés liées à son estimation quantitative, on admet qu’il y a eu et il y a

encore recharge des nappes souterraines par infiltration des eaux de pluies aux zones de recharge. L’estimation de la recharge par les techniques conventionnelles en zone aride est soumise à de grandes marges d’erreurs liées aux difficultés de quantification de deux paramètres incertains : l’évapotranspiration et la précipitation. On serait amené à dire que les méthodes de bilan hydrologique largement utilisé en dehors des zones arides se révèlent très approximatives dans ces dernières régions. Elles peuvent aussi être liées à la détermination des gradients hydrauliques et des conductivités hydrauliques dans les calculs de flux de Darcy. La méthode des traceurs offre plus d’espoirs dans l’évaluation de la recharge en zone aride.

Différentes approches (hydrologiques, géochimiques, hydrodynamiques et modèles mathématiques) ont été utilisées et ont permis d’avancer divers chiffres concernant l’estimation de la recharge des aquifères du Sahara septentrional. Mais, pour citer OSS (2003b) : « Il existe peu d’indications précises et de travaux portant sur la quantification de la recharge des nappes sahariennes et cette question est toujours demeurée sans réponse véritable. Le développement des modèles, qui peuvent calculer la recharge par calage des transmissivités, a accrédité une telle situation. Si bien que, projet après projet, étude après étude, la connaissance de l’alimentation du CI et du CT n’a jamais pu bénéficier d’investigations spécifiques qui aient pu l’extraire de son statut de coquetterie scientifique présentant peu d’intérêt pratique ».

Atlas saharien : 3.775 m3/s, Dahar tunisien : 6.085 m3/s, J. Nefusa : 0.620 m3/s, Limite Ouest : 2.450 m3/s, Limite Sud Ouest : 0.980 m3/s, Tademaït : 2.585 m3/s, Sud Libye : 1.060 m3/s, Nord des chotts algériens : 0.305 m3/s, Nord des chotts tunisiens : 0.150 m3/s, Contribution Calc. Eocènes : 0.200 m3/s, Drainance Turonien : 5.400 m3/s.

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DEUXIEME PARTIE : LES CONDITIONS GENERALES DE

LA RECHARGE DU SASS

67

RESUME DE LA DEUXIEME PARTIE

L’étude des conditions générales de la recharge met en évidence un certain nombre de facteurs favorables à son occurrence. L’étude des conditions géologiques de la recharge a mis en évidence des zones d’affleurements de formations géologiques perméables, d’où s’effectue l’alimentation des nappes. Les coupes géologiques réalisées illustrent la géométrie des aquifères et montrent les affleurements de ces formations perméables aux zones dites de recharge et leurs limites d’extension à ces endroits. Elles montrent, entre autres, l’enfouissement des formations du Continental Intercalaire, affleurantes sur l’Atlas saharien, sous les formations tertiaires de la flexure sud-atlasique et leur contact direct avec les sables du Grand Erg Occidental. Les relations entre les différentes couches aquifères sont ainsi élucidées. Il a été procédé à l’élaboration des cartes structurales des toits du Continental Intercalaire et du Complexe Terminal, d’une part et de celles représentant les limites des zones à nappe libre et zones à nappe captive, d’autre part. Ce qui a rendu possible l’introduction du concept d’affleurements perméables utiles, défini comme étant ceux situés dans les zones à nappe libre du Continental Intercalaire ou du Complexe Terminal.

Cette alimentation aux zones d’affleurements perméables utiles reste toutefois tributaire de l’occurrence des pluies et des quantités précipitées. L’inégale répartition de ces précipitations fait l’objet de l’étude de l’aspect hydropluviométrique de la recharge des nappes du Sahara septentrional ; ce qui a nécessité une étude sommaire du réseau hydrographique et des divers bassins-versants ainsi que l’étude des pluies et du ruissellement dans le Sahara septentrional. On notera que les pluies sahariennes, caractérisées par leurs faibles valeurs quantitatives, peuvent donner lieu au ruissellement encore important observé, de nos jours, au désert. La quantité précipitée dans le domaine du Sahara septentrional est évaluée, en moyenne, à 62 Milliards de m3 de pluies par an (57 mm). Les quantités de pluie les plus importantes sont observées au Nord, où les moyennes interannuelles sont de l’ordre de 200 à 250 mm sur l’Atlas saharien, 80 à 150 mm sur le Dahar et 80 à 250 mm sur le Jebel Nefusa et le long de la côte libyenne. Ces régions sont les principales zones d’alimentation des nappes du SASS. Les régions plus au Sud du bassin sont le domaine des faibles précipitations.

Vu le peu d’indications précises sur la recharge des nappes sahariennes, nous avons tenté de la quantifier. Cette quantification n’est pas aisée et pour y aboutir, les bassins-versants des oueds ont été cartographiés et leurs indices de pente globale calculés. C’est ainsi qu’il a, toutefois, été possible d’établir des ordres de grandeur aux zones de recharge des nappes, par des calculs de l’infiltration à partir des eaux de pluie et de ruissellement.

Les cartes piézométriques mettent en évidence les directions d’écoulements souterrains des zones d’alimentation des nappes vers leurs exutoires. Les flux de transit sont donnés, en régime permanent, par la loi de Darcy. Les transmissivités et les gradients hydrauliques ont été calculés aux zones de recharge concernées. L’étude des conditions hydrodynamiques de la recharge a mis en exergue la faisabilité hydrodynamique de ce phénomène par le calcul des flux de transit aux zones d’alimentation.

Des investigations sur les conditions géochimiques de la recharge ont permis de mettre en évidence les zones de recharge potentielles et l’occurrence d’une alimentation actuelle des nappes par les caractéristiques chimiques et les cachets isotopiques des eaux. On note, ainsi, l’accroissement de la minéralisation des zones d’alimentation vers les exutoires traduisant la convergence des écoulements souterrains des zones d’alimentation des nappes vers leurs exutoires. L’enrichissement en 18O, l’excès de 2H, les activités de 14C et les teneurs de tritium (3H) relevés aux zones de recharge sont autant de preuves irréfutables d’une alimentation actuelle des nappes du Sahara Septentrional. Il a été procédé à la cartographie des activités en 14C mesurées aux forages, traduite en âges-équivalents des eaux souterraines qui a reflété, fidèlement, le schéma hydrodynamique des aquifères du Sahara septentrional.

68

Chap.5 : LES CONDITIONS GEOLOGIQUES DE LA RECHARGE DU SYSTEME AQUIFERE DU SAHARA SEPTENTRIONAL

Introduction L’alimentation des nappes du Sahara s’effectue sur les affleurements des formations

géologiques perméables. Un certain nombre de coupes géologiques, dont les tracés sont portés sur la carte géologique (Fig.5-1), ont été réalisées pour illustrer leur géométrie. Nous procéderons à une description de ces formations perméables dans lesdites zones de recharge potentielles. Etant donné que l’alimentation des nappes ne s’effectue pas dans la zone captive, nous intégrerons la notion d’ "affleurement perméable utile" pour caractériser les affleurements situés sur la partie libre des nappes.

Fig.5-1 : Carte de situation des coupes géologiques

5.1. Géométrie des aquifères aux zones de recharge du CI Il nous a paru utile d’illustrer sur des coupes les affleurements des formations

aquifères aux zones de recharges et de préciser leurs limites d’extension à ces endroits. Cela a été rendu possible en s’appuyant sur des cartes géologiques (échelle 1/25.000 ; 1/100.000 ; 1/500.000 ; ou 1/2.000.000) recouvrant le domaine du SASS. Les tracés de coupes sont prolongés, si nécessaire, jusqu’à l’extérieur du domaine étudié de façon à ce qu’ils traversent entièrement les affleurements aquifères. Les limites d’extension de celles-ci ont alors pu être précisément reportées sur les coupes. Ces coupes mettent en évidence les zones de recharge potentielles et les parcours qu’emprunteraient les eaux de pluie infiltrées aux reliefs de bordures (Atlas, Dahar, Sud du bassin, Nefusa, Hassawna) ou dans les ergs (Grand Erg Occidental ou Grand Erg Oriental) vers les profondeurs.

5.1.1. Atlas saharien et Grand Erg Occidental La coupe A-A’ (fig.5-2) ci-dessous montre l’enfouissement des formations du

Continental intercalaire, affleurantes sur l’Atlas saharien, sous les formations tertiaires de la flexure sud-atlasique d’une part, et leur contact direct avec les sables du Grand Erg Occidental d’autre part. Elle met en évidence le déversement de la nappe superficielle du Grand Erg Occidental dans le Continental intercalaire sur tout le front du Gourara. Les eaux

69

ainsi infiltrées passent sous le Tademaït et sont drainées vers le Touat. La moyenne pluviométrique dépasse 100 mm sur l’Atlas ; elle n’est que de l’ordre de 30 à 40 mm sur le Grand Erg Occidental. La coupe B-B’ (Fig.5-3), au nord-est du Grand Erg Occidental, illustre aussi l’enfouissement du Continental intercalaire, sous les formations tertiaires. Mais à ce niveau, le Cénomanien argileux constitue un écran imperméable empêchant tout contact entre le CI et les formations tertiaires qui affleurent sur la dorsale du M’zab. Les flèches indiquent les cheminements éventuellement empruntés par les eaux d’infiltration.

Fig.5-2 : Coupe A-A’, NW-SE : Atlas saharien – Grand Erg Occidental

Grand Erg Occidental

Atlas Saharien NW SE

Mio-plioquaternaire (MPL)

CI – Kikla (CIK)

Lias Keuper (LIK)

Trias

Turonien (Tu)

Cénomanien (Cen)

0 100 km

Zoom sur l’Atlas

600m

800m

Flexure sud-atlasique

MPL

Tu

Cen CIK

LIK

Trias

70

Fig.5-3 : Coupe B-B’, NW-SE : Atlas saharien – Grand Erg Occidental

5.1.2. Dahar La coupe D-D’ (Fig.5-4) montre le biseautage vers le nord-est du Sénonien lagunaire

et du Cénomanien mettant ainsi en contact les différentes formations aquifères : le Sénonien carbonaté et le Turonien d’une part ; le Turonien et le Continental intercalaire d’autre part. Le CI peut donc être alimenté directement sur ses affleurements et indirectement à travers les infiltrations sur les affleurements du CT.

Fig.5-4 : Coupe D-D’, NW-SE : Dahar – Grand Erg Oriental

Ces formations aquifères affleurent sur le Dahar où elles constituent une zone de recharge potentielle des nappes du Sahara. La pluie moyenne y est supérieure à 80 mm. Les eaux de pluie ou de ruissellement qui s’y infiltrent sont acheminées vers le centre du bassin où elles sont prises dans deux directions d’écoulement principales : vers l’Exutoire tunisien au nord, ou le golfe de Syrte au nord-est pour les eaux du CI ; vers les chotts algéro-tunisiens au nord, ou Tawargha au nord-est pour les eaux du CT.

Grand Erg Oriental NE SW Dahar

Sénonien carbonaté (SenC)

SenL Tu

Cen

CIK

25km 0 12,5 m

Atlas Saharien NW SE

Flanc Ouest du M’zab

SenL : Sénonien Lagunaire

Tu Cen

CIK

LIK

0 25 50 km

SenL

71

5.1.3 Tinrhert - Sud Libye La coupe C-C’ (Fig.5-5) montre les affleurements de couches aquifères du CI au sud

du bassin. Cet endroit constitue une zone de recharge potentielle de la nappe du CI.

Fig.5-5 : Coupe C-C’, N-S à travers le plateau de Tinrhert

5.1.4 Jabal Nefusa La coupe E-E’ (Fig.5-6) met en évidence les affleurements de couches aquifères sur

le J. Nefusa et leur plongement vers le centre du bassin sous la plate-forme hamadienne. La pluie dans cette région n’est, cependant, pas négligeable (plus de 100 mm/an) par rapport à la moyenne annuelle saharienne (50mm). Le J. Nefusa est, à ce titre, une zone de recharge potentielle des nappes du Sahara.

Fig.5-6 : Coupe E-E’, N-S : J. Nefusa – Al Hamada Al Hamra

CIK Paléozoïque (Palz)

Cen Tu

Nord Sud

Zoom sur J. Nefusa

Cen

Tu

SenC

CIK

J. Nefusa Hamada N S

Paléocène (Palc) SenC

SenL

Tu

Cen

CIK

LIK

25 km 0 12,5

72

5.1.5 Jabal Hassawna La coupe F-F’ (Fig.5-7) fait apparaître les affleurements carbonifères du sud, et

l’approfondissement du bassin sous la Hamada Al Hamra. Le biseautage des formations triasiques plus au Sud et l’absence de dépôts jurassiques met en contact étroit l’aquifère du Continental intercalaire avec les formations du Paléozoïque. En effet, au niveau du J. Hassawna, le Continental intercalaire est alimenté par les eaux du Cambro-Ordovicien, infiltrées depuis les périodes humides du Sahara.

Fig.5-7 : Coupe F-F’, S-N : Al Hamada Al Hamra – J. Hassawna

5.2. Géométrie des aquifères aux zones de recharge du CT Comme pour le CI, des coupes similaires ont été réalisées pour le CT et ont permis

d’illustrer les affleurements des formations aquifères du Turonien, du Sénonien carbonaté et du Miopliocène.

5.2.1. Dahar Les affleurements du Turonien et du Sénonien carbonaté s’identifient clairement sur

le flanc Ouest du Dahar (Fig.5-4). Ces formations plongent vers le SW sous les dunes de l’erg oriental. Les forages MR2, SN1, et DN1 sont implantés sur les calcaires du Sénonien carbonaté.

5.2.2. Jabal Nefusa La coupe E-E’ (Fig.5-6) met en évidence les affleurements de couches aquifères du

Turonien et du Sénonien carbonaté sur le J. Nefusa et leur plongement vers le centre du bassin sous la plate-forme hamadienne. L’aire des affleurements du Turonien sur le J. Nefusa n’est pas très étendue. Par contre, le Sénonien calcaire affleure largement au sud du relief offrant des possibilités de recharge considérables.

5.2.3 Grand Erg Oriental La coupe G-G’ (Fig.5-8) montre, au niveau du Grand Erg Oriental, l’absence

d’imperméable entre les sables de l’Erg et les calcaires du Sénonien. Cette région constitue une zone de recharge potentielle de la nappe des sables et des calcaires.

J. Hassawna Sud Nord

Al Hamada Al Hamra

Palz Trias

CIK

Cen

Tu

SenL

SenC

Palc

LIK

50 km 25 0

73

Fig.5-8 : Coupe G-G’, Ouest-Est à travers le grand erg oriental

5.2.4. Carbonates du Mzab Les formations carbonatées du Sénonien et du Turonien affleurent sur la dorsale du

Mzab. Elles plongent vers l’Est sous les dunes de l’erg oriental où elles sont recouvertes par les formations du Miopliocène (Fig.5-9).

Fig.5-9 : Coupe H-H’, Ouest-Est à travers la dorsale du Mzab 5.3. Description des zones d’affleurements correspondant à chaque secteur

5.3.1. Affleurements du Continental intercalaire 5.3.1.1. Le Continental intercalaire (Kikla) au J. Nefusa

Le continental intercalaire (Kikla) affleure sur le flanc sud de l’escarpement de J. Nefusa, à l’Ouest de Jadu (N 32°00’ ; E 12°00’) (Fig.5-10). Il est exposé sous forme d’une mince bande le long de l’escarpement du J. Nefusa ; et formé de sable blanc à rose en intercalation avec de l’argile silteuse. Le sable est mou, friable et composé de grains de quartz de taille allant des galets à des sables fins. Ceci représente généralement des sédiments de rivières transportés sous un régime d’écoulement turbulent. L’épaisseur enregistrée est comprise entre 20 et 50 m sur l’escarpement du Jebel. Elle augmente considérablement vers le sud du Jebel Nefusa (ENERGOPROJECT, 1975). La surface des affleurements du CI sur le J. Nefusa est d’environ 900 km2.

0 50 km

Grand erg orientalOuest Est

MPL

SenL

Tu

SenC

Cen

CIK

Dorsale du Mzab EstOuest

SenC

SenL

Tu

Cen

CIK

LIK

Trias

MPL

0 50 km 25

74

5.3.1.2. Le Continental intercalaire sur l’Atlas saharien Sur l’atlas saharien, les affleurements du Continental intercalaire s’individualisent en

Albien, Aptien et Néocomien-Barrémien (Fig.5-11). Ces formations continentales reposent ici sur les formations argileuses du Jurassique supérieur marin (SORGEAH, 1970). Elles sont formées essentiellement de formations gréseuses perméables de l’Albo-Aptien. Ces affleurements couvrent près de 25 000 km2 et constituent la zone de recharge principale des nappes du Sahara.

5.3.1.3. Les sables de l’erg occidental Les sables dunaires de l’erg occidental, très perméables, offrent d’énormes potentialités d’infiltration des eaux de pluie. Ils s’étendent sur plus de 90 000 km2 (Fig.5-12). L’alimentation de la nappe du CI est, ici, favorisée par l’absence de couverture imperméable entre les sables du Mio-plio-quaternaire et le Continental intercalaire.

Fig.5-10 : Affleurements du Continental intercalaire sur le J. Nefusa

Fig.5-11 : Affleurements du Continental intercalaire sur l’Atlas

Fig.5-12 : Affleurements des sables dunaires miopliocènes del’Erg occidental

0 50 km

Limite du CI

0 100 km

Limite du CI

0 100 km

Limite du CI

75

5.3.1.4. Le Continental intercalaire au sud (Tinrhert et Sud-Libye) Au sud du bassin (Tinrhert et Sud-Libye), les sables à grains moyens à grossiers du

Continental intercalaire constituent un bon réservoir aquifère. Ils couvrent plus de 30 000 km2 sur une bande allant du plateau de Tinrhert jusqu’au sud de la Libye (Fig.5-13).

5.3.1.5. Le Continental intercalaire du Dahar

La principale formation aquifère, l’Albien, est constituée de grès et de sables grossiers à conglomératiques dominants, avec une épaisseur croissante d’est en ouest de 80 à 170 m. Cet aquifère est délimité au nord par la région de Bir Amir et oued Siah es-Saria et l’est par la falaise turonienne. Il couvre d’ouest au sud-ouest une large partie du plateau du Dahar. Son toit correspond aux formations de l’Albo-Cénomanien, avec une lithologie carbonatée sous le mole de Touil el Hira et marno-évaporitique plus à l’Ouest (YAHYAOUI, 1988). Le CI affleure sur plus de 2000 km2 au Dahar (Fig.5-14).

5.3.2. Affleurements du Complexe terminal 5.3.2.1 Le Sénonien carbonaté au sud de J. Nefusa et dans le bassin

supérieur de wadi Suffajin La série carbonatée de la formation Mizdah du Sénonien affleure largement au sud de J.

Nefusa et au nord de la Hamada Al Hamra. Dans cette zone, la formation Mizda présente un faciès calcaro-dolomitique à fossiles d’Inocérames. A la base, on trouve différentes formations avec un faciès marno-argileux et constituant le mur de l’aquifère. Au sommet, cet aquifère est couvert par les marnes de la formation Zmam.

Les calcaires dolomitiques et dolomies du Turonien de la formation Nalut s’étalent sur le J. Nefusa et dans la région de Tarhuna.

Ces affleurements de carbonates fissurés du Sénonien et du Turonien couvrent plus de 20 000 km2 et participent à l’alimentation des nappes du CT (Fig.5-15).

Fig.5-15 : Affleurements duTuronien et du Sénoniencarbonaté au J. Nefusa.

Fig.5-14 : Affleurements duContinental intercalaire surle Dahar

Fig.5-13 : Affleurements du Continental intercalaire au sud du bassin

0 50 km

0 100 km

Limite du CI

SenC

Tu

0 100 km

Limite du CT

76

5.3.2.2. Les carbonates du Mzab

Le Turonien peut être calcaro-marneux, mais il est essentiellement calcaire sur le Mzab (BEL et CUCHE, 1969). Le Sénonien carbonaté est formé de calcaire. Ces affleurements de carbonates fissurés couvrent une superficie d’environ 15 000 km2 et constituent une zone de recharge potentielle des nappes du complexe terminal (Fig.5-16).

5.3.2.3. Les carbonates du plateau de Tademait Les calcaires fissurés du Sénonien offrent des possibilités d’alimentation des nappes sur la limite sud et sud-ouest du bassin. Ils s’étalent sur plus de 45 000 km2 sur l’ensemble du plateau du Tademaït (Fig.5-17). Dans le Tinrhert, les petits plateaux inclinés sont crétacés. Leur faciès est en général marno-calcaire (KILlAN, 1922) et présentent des niveaux perméables qui ont démembré le système hydrographique.

5.3.2.4. Les carbonates du Dahar

Les dolomies du Turonien et les calcaires du

Sénonien, en affleurement d’est en ouest sur le Dahar, se présentent sous forme de monoclinal érodé, à faible pendage vers l’ouest (2 à 4°). L’ensemble s’enfonce régulièrement sous les sables du grand erg oriental (ERESS, 1972b). Ils couvrent près de 5000 km2 sur le Dahar (Fig.5-18).

5.3.2.5. Les carbonates au Nord des chotts Au Nord du bassin, les calcaires du Sénonien, avec une bonne perméabilité

contribuent à la recharge des nappes du Sahara. Ils affleurent sur près de 2600 km2 au nord des chotts algériens (Fig.5-19).

Fig.5-16 : Affleurements duTuronien et du Sénoniencarbonaté de la dorsale du Mzab.

Fig.5-18 : Affleurementsdu Turonien et duSénonien carbonaté sur leDahar

Fig.5-19 : Affleurements calcaires duSénonien sur l’Atlas saharien

Fig.5-17 : Affleurements du Sénonien carbonatésur le plateau de Tademaït.

SenC

Tu

0 100 km

0 100 km

0 50 km

0 50 km

77

5.3.2.6. Le Miopliocène de l’erg oriental

Les sables dunaires de l’erg oriental, très perméables, reposent par endroits, directement sur les calcaires du Sénonien et contribuent à leur alimentation. Ils s’étalent sur plus de 160 000 km2 sur le grand erg oriental (Fig.5-20).

5.4. Le concept d’affleurement perméable "utile" L’infiltration directe de la pluie s’effectue sur les affleurements perméables utiles ;

ceux-ci sont par définition situés dans les zones à nappe libre du CI et du CT.

5.4.1. Nappe du CI

La délimitation exacte de la nappe libre du CI est rendue possible après élaboration de la carte du toit de la nappe du CI (Fig.5-21). Le toit du CI est représenté par le toit de la première formation aquifère du Continental intercalaire traversée par une coupe de forage. Cette carte est obtenue par interpolation (sur un support cartographique) des valeurs de la cote du toit du CI, données par les forages recoupant les formations du Continental intercalaire. La soustraction de la grille représentant la piézométrie de référence (1950) (Fig.5-22) à celle du toit donne deux plages de valeurs (Fig.46) ; l’une correspondant aux valeurs positives : c’est la zone à nappe libre (NL), et l’autre correspondant aux valeurs négatives : c’est la zone à nappe captive (NC).

La carte des affleurements perméables utiles du CI est le résultat de l’intersection des zones à nappe libre du CI avec les affleurements aquifères du CI. Pour la nappe du CI, la limite de la nappe libre correspond à la limite des affleurements du CI (Fig.5-23).

Fig.5-21 : Toit du CI Fig.5-22 : Piézométrie de référence du CI

Fig.5-20 : Affleurementsdes sables de l’ergoriental

0 100 km

78

Fig.5-23 : Affleurements perméables utiles du CI

5.4.2. Nappe du CT Le même procédé appliqué à la nappe du CT délimite l’extension des affleurements

perméables utiles du CT. Le toit du CT est représentée par la le toit du Mio-plio-quaternaire s’il existe ; sinon, c’est le toit du Sénonien carbonaté et si ces deux premières formations sont absentes c’est le toit du Turonien. est La carte du toit de la nappe du CT (Fig.5-24) est obtenue par interpolation des valeurs de la cote du toit du CT, données par les forages recoupant les formations du complexe terminal. La soustraction de la grille représentant la piézométrie de référence du CT (1950) (Fig.5-25) à celle du toit donne deux plages de valeurs (Fig.5-26) ; l’une correspondant aux valeurs positives : c’est la zone à nappe libre (NL), et l’autre correspondant aux valeurs négatives : c’est la zone à nappe captive (NC).

La carte des affleurements perméables utiles du CT résulte de l’intersection des zones à nappe libre du CT avec les affleurements aquifères du CT (Fig.5-27).

Fig.5-24 : Toit du CT Fig.5-25 : Piézométrie de référence du CT

Fig.5-26 : Limite entre la nappe libre et la nappe captive du CT

NC

NL NC

Affleurements perméables utiles NL

NC

79

Fig.5-27 : Affleurements perméables utiles du CT

Conclusion

Les sables du Continental intercalaire et ceux des deux Grands Ergs Occidental et Oriental, les carbonates du Sénonien et du Turonien, apportent quelques ressources aux nappes du Sahara. L’importance de l’alimentation découle :

- de l’extension des formations perméables qui fait que des nappes libres du CI et du CT s’étendent sur une grande partie du domaine et qu’elles ne sont pas isolées des phénomènes hydrologiques de surface,

- la pente topographique relativement importante sur l’Atlas, le Mzab, le Dahar et J. Nefusa permettant ainsi des écoulements rapides des eaux de surface jusqu’à leur concentration sur des zones d’épandage où elles peuvent s’infiltrer avant d’être reprises par l’évaporation,

- de la continuité des formations aquifères du CI et de l’Erg Occidental avec leurs affleurements atlasiques et sub-atlasiques où les précipitations sont plus importantes.

Cette alimentation reste toutefois tributaire de l’occurrence des pluies et des quantités précipitées. L’inégale répartition de ces précipitations fera l’objet du chapitre suivant consacré à l’aspect hydropluviométrique de la recharge des nappes du Sahara septentrional.

Affleurements perméables utiles

80

Chap.6 : CONDITIONS HYDROPLUVIOMETRIQUES DU SAHARA SEPTENTRIONAL

Introduction

Le Sahara actuel porte les vestiges d'un réseau hydrographique ancien qui témoigne d'écoulements de surface énergiques au cours des périodes humides du Quaternaire. Bien que ce réseau soit aujourd'hui plus ou moins colmaté par des apports éoliens ou des dépôts sédimentaires, il est encore possible de discerner une organisation hydrographique importante dont le fonctionnement a déterminé le modèle actuel.

Ces écoulements ne se produisaient pas vers la mer mais vers l'intérieur du Sahara : il s'agit d'un réseau endoréique débouchant dans les grandes sebkhas (Melrhir par exemple) en communication avec les nappes aquifères souterraines ou plus encore dans d'immenses plaines, comme celles de la Saoura et du Tanezrouft.

On comprend ainsi que d'énormes réserves hydrauliques se soient constituées au cours des périodes géologiques humides en s'accumulant dans les terrains perméables du Secondaire et du Tertiaire (DUBIEF, 1953).

Nous procéderons ci-dessous à une étude sommaire du réseau hydrographique et des divers bassins-versants. Le contenu de cette première section est essentiellement tiré de l’étude de DUBIEF (1953) qui, près d’un demi-siècle après son édition, reste une référence incontournable en matière d’hydrologie saharienne. Les enseignements tirés de ce document seront mis à jour ou complétés avec une bibliographie plus récente à chaque fois que cela est possible. La deuxième section sera consacrée à l’étude des pluies et du ruissellement dans le Sahara septentrional.

6.1. Etude sommaire du réseau hydrographique et des divers bassins-versants du Sahara septentrional

Actuellement, le réseau est encore actif dans les piémonts des chaînes atlasiques, sur les pentes du massif du Hoggar, sur le Dahar et sur le Jebel Nefusa, régions où l'on peut observer des écoulements relativement importants et durables. Partout ailleurs, les crues sont rares, irrégulières et ne durent que quelques heures à quelques jours. Il est, d'ailleurs, difficile d'apprécier les volumes d'eau drainés par les oueds et les distances parcourues par les crues car les renseignements sont fragmentaires et, le plus souvent, qualitatifs.

Il est sûr qu'aucune crue ne parcourt, actuellement, la totalité de l'ancien trajet des oueds. Les écoulements pérennes, plus faciles à mesurer, n'ont qu'une faible importance dans cet ensemble car ils sont rares et ne s'observent que sur de courtes distances (BRL, 1998a).

Nous étudierons ici les grands ensembles hydrologiques du Sahara septentrional intéressant le Système Aquifère du Sahara Septentrional à savoir :

• le bassin de la Saoura • les bassins du Melrhir.

6.1.1. Bassin de la Saoura

Dans ce bassin très dégradé, nous avons réuni autour de la Saoura, prise comme artère maîtresse, tous les oueds qui se perdent, actuellement, dans le Grand Erg Occidental. On peut supposer, en effet, avec assez de vraisemblance, qu'ils ont été, jadis, des affluents de gauche de la Saoura ou de son prolongement, le Messaoud. Ce grand bassin a été subdivisé en :

- un versant méridional de l'Atlas saharien dont les diverses artères, encore assez vivantes, seront étudiées dans l'ordre suivant : Oued Saoura et son affluent la Zousfana, Oued Béchar, Oued Namous, Oued Rharbi, Oued Seggeur et Oued Zergoun.

81

- un versant occidental du Tademaït dont il ne sera dit que quelques mots, étant donné la dégradation très poussée de ses artères.

6-1-1-1) Versant méridional de l’Atlas saharien

Les principaux bassins du versant méridional de l’Atlas saharien sont portés sur la figure 6-1.

Fig.6-1 : Bassins du versant méridional de l’Atlas saharien

1 : Bassin-versant de l’Oued Saoura 4 : Bassin de l’Oued Mazar 7 : Bassin de l’Oued Mehaiguène 2 : Bassin de l’Oued Namous 5 : Bassin de l’Oued Seggeur 8 : Bassin de l’Oued Djedi 3 : Bassin de l’Oued Rharbi 6 : Bassin de l’Oued Zergoun 9 : Bassin de l’Oued Béchar

6.1.1.1.1. Oued Saoura Les limites adoptées du bassin-versant sont celles découlant de l'étude du

ruissellement actuel. Elles sont déterminables jusqu'au niveau de Kerzaz (Fig.6-2). Pratiquement, cependant, le bassin-versant effectif peut être arrêté à la hauteur d'Igli, c'est-à-dire au confluent du Guir et de la Zousfana, la Saoura proprement dite pouvant être considérée comme jouant le rôle d'un oued allogène vis-à-vis des régions qu'elle traverse. Ainsi réduit, le bassin ne dépasse pas 44000 Km2 dont 27 400 pour le Guir et 16 600 pour la Zousfana.

Du point de vue étude quantitative de l'écoulement, le bassin effectif peut même être réduit à 22000 Km², si on le restreint à la région en amont d'Abadla, c'est-à-dire à l'artère maîtresse qui reçoit encore un appoint appréciable de ses affluents. Les profils et les crues des oueds Guir, Saoura et Zousfana conduisent à admettre que les deux premiers oueds sont les éléments d'une même artère maîtresse, la Zousfana n'étant qu'un affluent.

Cette grande artère Guir-Saoura, prolongée par le Messaoud (DUBIEF, 1953) est l'artère la plus importante du Sahara algérien puisqu'elle draine plus de 800 km du Nord au Sud et connaît plus de 30 jours de crue par an, en moyenne. Ces écoulements importants sont dus aux pluies qui arrosent le Haut Atlas et qui sont collectées par l'oued Guir

Bassin versant de l’OuedNamous en amont de Hassi Mamoura

Bassin versant de l’Oued Seggeur jusqu’à Brezina

Hassi Mamoura

1

2

34

56 7

8

9

82

auxquelles viennent s'ajouter celles de l'Atlas saharien (plus de 100 mm par an) drainées par la Zousfana.

Le barrage de Djorf Torba a été construit à la fin des années soixante sur le Guir non loin de la frontière marocaine. Il est destiné à l'irrigation de la plaine d'épandage d'Abadla et à l'alimentation en eau de la ville de Béchar démunie de ressources souterraines abondantes et de bonne qualité. L'oued Béchar, ancien affluent du Guir, ne rejoint plus son émissaire et se perd, à 10 km de la confluence, dans une cuvette argileuse. Avant la construction du barrage, l'essentiel des crues de la Saoura dépendait de l'oued Guir et non de la Zousfana, dont les débits sont moindres : une crue sur cinq ou six atteint la Saoura, les autres s'arrêtent bien avant Taghit. Dans son cours supérieur, d'Igli à Kerzaz, la Saoura maintient son tracé, encaissé depuis 2 ou 3 millions d'année dans la plate-forme hamadienne (BRL, 1998a).

L'apport moyen annuel de la Zousfana est de 6 Mm3. Celui du Guir à hauteur du barrage de Djorf Torba est de 200 Mm3 (6,3 m3/s) (MEKIDECHE et al., 1995). Les crues de l'oued Guir surviennent en automne et au printemps. En octobre 1950, on a enregistré 3000 m3/s à Djorf Torba ; en 1959, le débit estimé au maximum de la crue à Abadla était de 4000 à 5000 m3/s et le total du volume d'eau écoulé était de l'ordre de 800 millions de m3. Il s'agit là de fortes crues exceptionnelles. Les débits sont en moyenne de 1500 m3/s. Les débits de crue décennale et centennale, évalués à Djorf Torba, donnent des valeurs de 2000 et 8830 m3/s.

A Djorf Torba, l'oued Guir aurait un débit minimum de 150 l/s, ce qui correspond à peu près à 4 500 000 m3 par an et paraît faible au regard de la capacité théorique du barrage : 360 000 000 m3 et des besoins d'irrigation des 6 000 ha de la plaine d'Abdala. A raison de 6 m3/s, il faudrait stocker et gérer 200 millions de m3 pour assurer chaque année le bon fonctionnement hydraulique du périmètre. Le système repose donc pour l'essentiel sur les crues : 30 jours en moyenne à 1500 m3/s offrent un volume total de près de 4 milliards de m3 qui, selon BRL (1998a) devrait, théoriquement, suffire.

De 1980 à 1985, il a été impossible de remplir le barrage. Cette irrégularité peut-être illustrée par le fait que la seule crue du 21 mars 1959 aurait fait déborder, en une semaine, le barrage et qu'une crue de cette importance peut survenir tous les 10 ans (BRL, 1998a).

Fig.6-2 : Carte des localités

6.1.1.1.2. Oued Béchar Le bassin de l'O. Béchar s'étend sur 5800 km². Il prend sa source vers 1600 m

d'altitude dans le Jebel Antar. Il descend rapidement sur la hamada et reçoit de nombreux

83

affluents venant des Jebels Horreït et Béchar. Après un parcours de 150 km, sous le nom d'O. Bou Dib, il vient se perdre, 50 km en aval, dans la Daïet Tiour, à 550 m d'altitude. Cet oued se jetterait antérieurement dans le Guir.

D'après les données de 1938 à 1950, reportées par DUBIEF (1953), le nombre annuel de mois de crue à Béchar, à 40 km de la source, est en moyenne inférieur à 2 par an. Ces crues se présentent, essentiellement, en automne et au printemps. BRL (1998a) rapporte que l'apport moyen annuel est estimé à 2 Mm3.

6.1.1.1.3. Oued Namous

Le bassin effectif de l'O. Namous peut être limité à la hauteur de Hassi Mamoura, cette artère ne recevant plus d'affluents actifs en aval de ce point. Dans ces conditions, sa superficie atteint 8900 km2. L'O. Namous, si l'on adopte pour son origine le début de l'O. El Breïdj, prend sa source vers 1900 m d'altitude dans les Monts des Ksours.

Légèrement en amont de Hassi Mamoura, la pente augmente et l'oued coule dans une large vallée, creusée dans la hamada, où son lit s'ensable progressivement. Le Namous atteint le Grand Erg Occidental et se perd dans les sables à 370 km de son origine. Dans sa partie amont, sous le nom d'oued Sefra, à Ain Sefra, les mois de crue sur la période 1938-1951 ont atteint en moyenne 2,6 mois par an (DUBIEF (1953). Dans le bas Namous, les crues ne s'observent plus 7 années sur 13. Ces crues peuvent être d'une grande violence.

6.1.1.1.4. Oued Rharbi

Le bassin de l'O. Rharbi atteint 14 600 km2, si on le prolonge jusqu’au débouché de l'oued dans le Grand Erg Occidental. Pratiquement, cependant son bassin effectif peut être limité au confluent des deux branches formées par les Oueds Chergui et Kreroua ; la superficie se réduit alors à 7800 km2.

Ainsi défini, le Rharbi prend naissance dans la partie orientale des Monts des Ksours vers 1500 m d'altitude. Jusqu'à son entrée en région saharienne à El Abiod Sidi Cheikh, à 65 km de l'origine, son profil est assez régulier. Il se poursuit dans la gouttière sud-atlasique jusqu'à son confluent avec le Chergui, vers 800 m d'altitude et après 130 km de parcours. Peu après Arich et Tir, à 280 km de son origine et vers 600 m d'altitude, il s'engage dans l'erg où sa vallée actuelle peut se suivre de nos jours jusqu'à Gour el Gahouane. Son parcours de crue extrême a atteint Gour El Gahouane à 310 km (DUBIEF, 1953). A El Abiod Sidi Cheikh les mois de crue sur la période 1940-1950 ont atteint en moyenne 2 mois par an. La durée des écoulements peut atteindre une dizaine de jours (Septembre 1941) et la hauteur de crue 1,5 m (Septembre 1950).

6.1.1.1.5. Oued Seggeur

Le bassin théorique de l'O. Seggeur peut s'étendre sur 8900 km2, sa superficie se réduit à 3900 km² si on le limite à la hauteur de Brezina, c'est-à-dire au point où il ne reçoit plus d'apport d'eau appréciable. L'O. Seggeur prend sa source dans la région de Géryville vers 1800 m d'altitude. Sous les noms de Rhassoul, puis de Mouilar, il gagne la région de Brezina où il prend son nom de Seggeur. Après un parcours de 340 km, l'oued débouche sur le Grand Erg Occidental à Guerinet el Kahala (DUBIEF, 1953).

6.1.1.1.6. Oued Zergoun

Le bassin-versant théorique de l'O. Zergoun est d'environ 6600 km² dont près de 4000 peuvent être considérés comme actifs. L'oued prend son origine, dans le Jebel Amor, vers 1600 m d'altitude. Il aborde la hamada qu'il traverse dans une vallée relativement étroite pour déboucher sur le Grand Erg Occidental à 250 km de son origine, vers la cote 570 m.

Des documents sur les écoulements du Zergoun sont pratiquement inexistants (DUBIEF, 1953). Cet auteur note seulement que, plus au Sud, des écoulements se produisent de temps à autre, comme en septembre 1938, juin 1940 et 1945 et avril 1950. BRL (1998a) signale qu’on ne dispose pas d’informations plus précises sur cet oued.

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6.1.1.1.7. Oueds Mehaïguène et Louha L'O. Méhaïguène actuel a environ 160 km de long. Sa large vallée, très ensablée, est

tracée, presque entièrement, dans le plateau du Pliocène continental. Après une bifurcation vers l'Est, d'une dizaine de km, il conflue dans l'oued El Louha vers la cote 540 m. Si l'on en juge par l'importance des dépôts du Quaternaire continental, il devait primitivement se poursuivre directement vers le Sud avant de déborder, dans le maader du Louha (DUBIEF, 1953).

6.1.1.2. Versant occidental du Tademaït Une ligne de partage des eaux bien marquée peut être tracée à travers le plateau du

Tademaït, du NNE au SSW. Elle sépare un versant occidental que l'on peut rattacher aux bassins du Sahara occidental, d'un versant oriental plus complexe. Ce dernier est, en effet, fractionné par une ligne de partage des eaux passant par le rebord méridional du Tademaït en un versant Mya-Grand Erg Occidental, au N, et en un versant Mekergane au S (Fig. 6-3).

Le bassin hydrographique du versant occidental du Tademaït est actuellement très dégradé. On peut distinguer, de nos jours :

• au Nord, le versant des oueds Mzaourou et El Berreg, • à l'Ouest, le versant Meguiden-Gourara groupant l'ensemble des petits oueds

descendant du premier rebord occidental du plateau, • au Sud, le versant de l'O. Tilia, • au centre et à l'Est, un ensemble de petits bassins fermés centrés, du Nord au Sud,

sur les daïets.

Fig.6-3 : Bassins du versant méridional de l’Atlas saharien

6.1.1.2.1. Oued Mzaourou - El Berreg L'O. Mzaourou draine la corne NW du Tademaït ; il débute vers la cote 500 m et se

perd dans un grand cordon dunaire, vers 375 m d'altitude. Il a été en crue en octobre 1945 et en janvier 1946 où la crue dura 2 jours. Le versant de l'O. El Berreg, partant de la cote 500 m, se perd dans l'Erg à 353 m d'altitude.

Si l’on considère la ligne de cote 400 m de cette région, on constate qu'elle limite une région de bas-fonds. Son point bas serait à la cote 353 m, si toutefois celle-ci est exacte. Cette dépression pouvait, soit constituer un bassin fermé autonome avant la dégradation hydrographique actuelle, soit appartenir à l'un des deux grands bassins voisins, la Saoura et le Mya. Dans le premier cas, ses eaux s'écouleraient par les bas-fonds du Meguiden et les

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sebkhas du Gourara ; dans le second, elles rejoindraient l'O. Mya. DUBIEF (1953) les rattache au bassin de la Saoura.

6.1.1.2.2. Oueds du versant Meguiden - Gourara

Ces oueds sont réduits, actuellement, à leurs vallées supérieures, d'ailleurs fort courtes. Ils descendent du premier contrefort occidental du Tademaït qui culmine entre 500 et 600 m et se perdent dans les daïas et les regs du Meguiden et du Gourara qui bordent le pied de la falaise. Les oueds du Méguiden ont été en crue en mars 1943 et octobre 1945.

6.1.1.2.3. Oued Tilia

L’O. Tilia prend son origine sur le versant occidental du Jebel Aglagal, vers 600 m d'altitude. Il descend assez rapidement de 300 m pour gagner les regs du Touat oriental. Il se perdait jadis dans la sebkha du Touat au niveau de Zaouïet Kounta. Ses affluents, l'In Belbel, le Matiourag, l'En Nezoua, l'El Abiod, sont encore actifs. Tous ces oueds ont été en crue en octobre et décembre 1951, ainsi qu’en janvier 1952.

6.1.1.2.4. Bassins fermés des Daiets du Tademaït

Ces petits bassins fermés occupent une vaste gouttière allongée, NE-SW, du S de la région d'El Goléa au Touat. Elle est bordée à l'W, par le premier ressaut du Tademaït, à l'Est, par la falaise du plateau terminal. Elle présente deux pendages divergents, l'un vers la dépression des oueds Mzaourou et El Berreg, l'autre vers le Touat. Elle est ainsi partagée en deux parties inégales, un tiers au NE et deux tiers au SW. Actuellement, les daïets peuvent encore être en eau de temps à autre. Des crues de leurs collecteurs ont été signalées, le 12 août 1940 dans l'O. Sidi Ahmadou, affluent de l'Afflisses, en novembre 1942 dans l’O. Admadou de la daïet Mouilkor, en janvier 1945 dans l'O. El Ahmara de la daïet bou Madhi, en septembre, octobre et décembre 1951 et janvier 1952 dans l'ensemble de ces oueds (DUBIEF, 1953).

6.1.2. Bassins du Melrhir Nous désignons sous ce terme général, l'ancien système hydrographique, d'ailleurs

encore assez hypothétique, qui avait comme niveau de base la région des chotts du Sud constantinois et tunisien. Les chotts actuels seraient les derniers vestiges de la vaste nappe d'eau qui recouvrait alors cette région.

En ce qui concerne les bassins du Djedi et de l'Aurès, le phénomène est actuel. Par contre, il reste du domaine de l'hypothèse pour les autres bassins rassemblés ici : ceux du Mzab, du Mya, de l'Igharghar, du Tinrhert et de l'Isaouane.

Les bassins du Melrhir (Fig.6-4) couvrent en gros une superficie de 685000 km², sur lesquels 250000 peuvent être considérés comme appartenant encore au domaine de l'endoréisme actif et 200000 à celui des ergs.

Les divers bassins qui composent cet ensemble seront étudiés dans l'ordre suivant :

Bassin du Djedi, Bassins de l'Aurès, Bassins du Mzab, Bassins du Mya, Bassins de l'Igharghar, Bassins de l'Isaouane, Bassins du Tinrhert et du Sud Tunisien.

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Fig.6-4 : Bassins du Melrhir 8 : Oued Djedi 14 : Oued Ittel 20 : Oued Metlili 26 : Oued Ech Cheguig 32 : Secteur Djneiene 9 : Oued Biskra 15 : Oued Rtem 21 : Oued Touil 27 : Oued Mya 33 : Secteur Tiaret 10 : Oued Biraz 16 : Oued Attar 22 : Oued Fahl 28 : Oued In Sakki 34 : Oued Tanarout 11 : Oued El Arab 17 : Oued Zegrir 23 : Oued Gouiret Moussa 29 : Oued Hallouf 35 : Oued Dranet 12 : Oued Djedah 18 : Oued N’sa 24 : Oued Djafou 30 : Secteur Mahbes 36 : Oued El Abed-Igharghar13 : Oued El Melah 19 : Oued M’zab 25 : Oued Djoua 31 : Secteur Lisseri

6.1.2.1. Bassins du versant méridional de l’Atlas saharien 6.1.2.1.1. Bassin du Djedi

Le bassin du Djedi couvre une superficie de 26800 km² environ. La longueur de l'artère maîtresse dépasse légèrement les 500 km. L'O. Djedi proprement dit peut être considéré comme le collecteur de la vaste gouttière qui s'étend entre l'Atlas saharien et le plateau des daïas (DUBIEF, 1953). Entre Laghouat (Altitude : 752 m) et Ouled Djellal (Altitude : 156m) l’oued Djedi reçoit une quinzaine d’affluents sur sa rive gauche et finit son parcours après 500 m dans le chott Melrhir (Altitude : -26 m) (BRL, 1998a).

D'une façon générale, les seuls cours d'eau qui provoquent un écoulement accidentel notable sont ceux de la rive gauche qui descendent de l'Atlas saharien. Les deux plus importants affluents sont l'O. Mzi, si on ne le considère pas comme artère maîtresse, et l'O. Mergueb. Tous les deux prennent naissance vers 1400 m d'altitude et ont des bassins-versants de superficies comparables : 4500 km2 pour le premier, 4300 km2 pour le second.

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Chott Melrhir

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Plus à l'Est, les affluents deviennent moins importants, leurs origines étant à une altitude bien moins élevée et leurs bassins beaucoup plus restreints (DUBIEF, 1953). Pour le calcul de l’alimentation des nappes, le bassin du Djedi sera rattaché à l’Atlas saharien.

La fréquence moyenne des écoulements est de 10 j/an à Laghouat, de 5 j/an à Ouled Djellal et seulement de 2 à 3 au sud de Biskra. En amont de Laghouat, l'oued Mzi a un écoulement pérenne de 100 I/s provenant de sources nées d'une remontée des eaux d'inféroflux lors d'une cluse de calcaires turoniens constituant le Jebel Milok. L'étude des apports de l'oued M'zi à Sekhafa (BRL, 1998a) a permis d'estimer les débits de crue décennale et centennale à 650 et 1250 m3/s.

A partir des observations de pluie et de crue des années 1951 à 1954, des calculs de coefficient de ruissellement ont été effectués pour le sous-bassin de Tadjmout (2072 km2). Ce coefficient varie de 0,5 à 2,2 % avec une valeur moyenne de l'ordre de 1,5 %. Une étude des crues de l'oued Messaad, un affluent de l'oued M'zi au sud de Laghouat, a permis d'estimer les débits de crue décennale et centennale à 700 et 1300 m3/s (BRL, 1998a).

6.1.2.1.2. Bassins de l’Aurès Sont groupés sous ce titre les bassins des trois plus grandes artères de l'Aurès, à

savoir : l'Oued Biskra, l'Oued Biraz (appelé encore El Abiod) et l'Oued El Arab. Ces oueds s’écoulent sur les versants sud du massif des Aurès (point culminant à 2326 m).

6.1.2.1.2.1. Oued Biskra Limité à Biskra, ce bassin couvre une superficie de 2800 km², dont la presque totalité

appartient au domaine des versants ruisselants. L'O. Biskra est formé par la réunion des deux grands oueds El Haï et Branis. Nous avons considéré le premier comme représentant l'artère maîtresse supérieure, le second comme un affluent. Dans cette hypothèse, l'O. Biskra prend sa source dans la région de Zgag (Aurès occidental), par 2000 m d'altitude. Il se jette dans le Melrhir, à 25 m en-dessous du niveau de la mer, après un parcours de 194 km environ. Son profil, à pente très forte jusqu'à El Kantara, est celui d'un oued relativement jeune. Au cours de la période 1938-1951, 43 mois de crues ont été observés à Biskra, soit en moyenne, près de 4 par an.

6.1.2.1.2.2. Oued Biraz (ou El Abiod) Limité à M'Chounèche, c'est-à-dire au bassin d'alimentation proprement dit, sa

superficie est de 1100 km². L'oued, relativement court (156 km), a son origine vers 1900 m d'altitude et son extrémité dans le Chott Melrhir. Sa pente est, par suite, assez forte. Son profil irrégulier est celui d'un oued jeune.

6.1.2.1.2.3. Oued El Arab

Ce bassin de l'Aurès oriental couvre une superficie de 3150 km², si on le limite à Zeribet el Oued. L'O. El Arab s'étend sur une longueur de 150 km environ, de son origine dans le Jebel Aïdel, vers 2100 m d'altitude, à son embouchure dans le chott Melrhir, à -25 m d’altitude. Son profil présente de nombreuses irrégularités.

6.1.2.2. Bassins du versant oriental de la dorsale mozabite 6.1.2.2.1. Bassin du Mzab

Sont englobés sous cette dénomination les quatre grands oueds qui traversent le Mzab, à savoir : le Zegrir, le Nsa, le Mzab et le Metlili (Fig.6-4). Nous serons très succinct quant à l’étude des oueds situés au Sud et à l'Est, qui ne font d'ailleurs pas partie, à proprement parler, du Mzab. Ils sont groupés sous les noms d'Oueds du plateau des Daïas orientales et d'Oueds de la Chebka méridionale.

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6.1.2.2.1.1. Oued Zegrir Limité à la hauteur de Guerrara, ce bassin couvre une superficie de 4100 km². Situé

en majeure partie sur les affleurements du Miocène et du Pliocène continentaux, il est parsemé de nombreuses daïas, parfois drainées par des oueds. Ces derniers, par suite des phénomènes karstiques qui se produisent dans ces régions, disparaissent souvent avant d'atteindre leurs confluents avec le Zegrir ou son prolongement, le Zgag. Les limites N et S sont, de ce fait, peu précises. La longueur de l'artère maîtresse, en prenant pour origine la tête de l'O. Ajerma, atteint 270 km à la Daïa ben Feïla, limite normale des grandes crues. Si l'on tient compte des écoulements exceptionnels qui empruntent la vallée de l’oued Zgag, celle-ci est portée à près de 300 km.

6.1.2.2.1.2. Oued Nsa

Le bassin du Nsa, situé au S du précédent, présente une superficie de 7800 km² environ ; les limites orientales sont peu précises par suite de la nature géologique de la région. L'artère maîtresse, longue de 320 km, part de la région de Tilrempt, vers 750 m d'altitude, pour aboutir à la Sebkret Safioune, au N d'Ouargla, à la cote 107m.

6.1.2.2.1.3. Oued Mzab

La superficie du bassin du Mzab est de 5000 km² environ. Ses contours sont imprécis dans la partie orientale. Limitée à Ghardaïa, point le plus bas généralement atteint par les crues, cette superficie se réduit à 1500 km². L'O. Mzab coule sensiblement d'W en E sur 320 km de la région de Bohna Rouila, à 750 m d'altitude (où il prend sa source sous le nom d'O. El Abiod), à la Sebkret Safioune qui est à la cote 107 m.

6.1.2.2.1.4. Oued Metlili

Le bassin du Metlili, limité à l'oasis du même nom, ne dépasse pas 400 km². Comme les précédents, il est mal délimité dans sa partie orientale, appartenant au domaine du Pliocène continental, par suite des caractéristiques très spéciales de cet étage géologique sous cette latitude. D'une longueur totale de 214 km, l'O. Metlili est barré à 134 km de son origine par le cordon dunaire de l'Areg Rhanem. Plus en aval, son lit est parsemé de daïas qui absorbent une partie des eaux de ruissellement dont la plus importante est la Daïa Ghemta.

Normalement, les écoulements accidentels ne dépassent pas l'oasis de Metlili, point où sont notées les crues. Cependant, ils peuvent, exceptionnellement, atteindre le bouchon de dunes de l'Areg Rhanem. Il est possible, toutefois, que des écoulements exceptionnels se produisent dans la vallée inférieure, jusqu'à la Daïa Ghemta, à 198 km de l'origine.

6.1.2.2.2. Bassin des oueds du plateau des Daias orientales DUBIEF (1953) distingue trois oueds principaux qui drainent la moitié orientale du

plateau des Daïas. Ce sont, du N au S, les oueds Ittel, Retem et El Attar dont seul le premier atteint encore son niveau de base primitif, le chott Merouane. Les deux autres se perdent dans des bas-fonds, daïas ou sebkhas. Les limites de ces bassins sont assez imprécises, particulièrement, sur le plateau des Daias, région dépourvue de vallées profondes.

6.1.2.2.2.1. Oued Ittel

Cet oued prend son origine dans la région d'El Mengoub, à 475 m d'altitude. Il se jette dans le chott Merouane aux environs de la cote 20 m, après un parcours de 165 km. Son bassin-versant encore actif couvre une superficie de 5000 km² environ. Ses principaux affluents, tous de la rive gauche, sont, d'amont en aval, les oueds Besbes, Zerba et Fahama. Les observations d'écoulement dans cet oued sont pratiquement inexistantes.

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6.1.2.2.2.2. Oued Retem Long de 190 km environ, en prenant comme tête l'O. Berriche, il coule sensiblement

W-E de la région de El Mchibigue, à 720 m d'altitude, à la daia d'Hassi Mrara située à la cote 100 m, qu'il gagne, après s'être infléchi brusquement vers le Sud dans les derniers km de son parcours. La superficie de son bassin est d'environ 4500 km².

6.1.2.2.2.3. Oued El Attar Cet oued prend son origine sous le nom d'O. Bel Aroug dans la région du Ras Bel

Aroug, vers 760 m d'altitude. Il se perd, après un parcours sensiblement W-E de 180 km, à quelques km du Chott de Dzioua. Il est encore susceptible de couler; mais aucune de ses crues n'atteint plus son ancien niveau de base le Chott de Dzioua, d'ailleurs envahi par les sables.

6.1.2.2.3. Bassins des oueds de la Chebka méridionale Les principaux oueds de la Chebka méridionale sont, du N au S, les oueds : Sebseb,

Chouikat, Touiel, Fahl, Terhir, Bou Ali, Zirara, Gouiret Moussa, Djafou enfin Ben Barour. l'O. Metlili, par ses caractéristiques générales identiques à celles de ces oueds, devrait être compris dans cet ensemble.

D'une façon générale, ces différents oueds coulent dans le sens WNW-ESE de la cuesta occidentale à la vallée du Mya, en suivant la pente générale du terrain. Leurs vallées sont de moins en moins actives au fur et à mesure que l'on se dirige vers le S par suite de leur ennoyage plus accentué par les sables et de la diminution de la pluviosité. Leurs cours supérieurs et moyens, creusés dans les affleurements du Crétacé moyen et supérieur, présentent des caractéristiques analogues à celles des oueds du Mzab ; ce sont toutes de vieilles vallées qui découpent profondément cette Chebka. L'érosion a pu parfois être assez poussée pour que l'oued débouche sur la bordure orientale du Grand Erg Occidental et prenne même naissance sur la face occidentale de la cuesta.

6.1.2.3. Bassins du versant Nord-Oriental du Tademait – Oued Mya Le plateau du Tademaït se subdivise en deux grandes régions, une occidentale et

une orientale, séparées par une dorsale sensiblement orientée nord-sud, de Moungar Thala au Nord, à Aïn el Hadjadj au Sud. La région orientale constitue le bassin du Mya. Elle affecte la forme d'une vaste gouttière fortement relevée au Sud, au-dessus de 800 m et inclinée vers le Nord-Est. Des crêtes de direction sub-méridienne la subdivisent en trois bassins-versants. Ce sont d'ouest en est :

• le bassin du Mya proprement dit, • le bassin de l'In Sokki, • le bassin du Mseïed ou du Grand Erg Oriental.

Les deux premiers bassins affectent la forme de vastes vallées dissymétriques dont les artères maîtresses occupent les parties orientales. Quant au bassin du Mseïed, il est pratiquement méconnaissable par suite de son ensablement.

Le bassin du Mya proprement dit, limité à la dune de Tinefdjaouine, s'étend sur 19800 km². Celui de l'In Sokki, arrêté à la région de l'Oudiane er Retem, couvre 10750 km².

L'O. Mya actuel prend son origine à I'Ouest d'Aïn el Hadjadj, vers 800 m d'altitude. Ses crues, après un parcours de 400 km en direction du nord-est, allaient se perdre, entre Saf-Saf et le cordon dunaire de Tinefdjaouine, vers la cote 200 m. En 1943 et en 1945, les nomades signalèrent des laisses de crues dans la région. DUBIEF (1953) fait état d’une grande crue le 29 janvier 1952.

L'O. ln Sokki prend naissance au Sud du 28e parallèle, à 815 m d'altitude. Après un parcours de 280 km environ, il se perd dans la vallée du Saab Ferdjalla, avant d'atteindre le Mya.

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Les profils de ces deux oueds ne peuvent être tracés de façon exacte car, peu de points cotés ont été établis dans leurs lits. L’auteur note, cependant, que la vallée du Mya présente une vieillesse moins accusée que celle de l'In Sokki. Des signes de dégradation s'observent non seulement sur les artères maîtresses mais aussi sur les affluents inférieurs. Cette dégradation peut être le fait d'une diminution de la pluviosité mais aussi de l'influence de phénomènes d'infiltration, peut-être karstiques.

Le cours fossile du Mya inférieur est jalonné par de vastes sebkhas jusqu'à Ouargla, distant de 200 km environ du point extrême atteint par les dernières crues. Au Nord d'Ouargla la vallée n'est plus discernable. Selon DUBIEF (1953), si l'on admet, cependant, que le Mya quaternaire se jetait dans le chott Melrhir actuel, sa longueur devait atteindre 900 km ; l'oued ne coulerait donc plus, de nos jours, que sur la moitié de son ancien parcours.

La pente de cette vallée fossile est très faible : 30 m en 100 km en amont d'Ouargla. Si l'on admet qu'elle se poursuivait ainsi jusqu'à la surface d'eau libre du chott Melrhir, on constate que cette dernière s'est abaissée d'une cinquantaine de mètres dans les derniers millénaires. Cet abaissement peut être dû, soit à une diminution de la pluviosité, soit à un affaissement de la région du chott, soit, plus probablement, aux deux effets combinés.

6.1.2.4. Bassins du versant septentrional du Tinrhert et versants du Sud tunisien

6.1.2.4.1. Versants du Tinrhert Par Tinrhert, les Touaregs entendent la hamada triangulaire qui s'étend entre le

Grand Erg Oriental au Nord, les ergs Isaouane et d'Oubari au Sud, le Tadamaït à l'Ouest, le Jebel Nefousa au Nord-Est. On distinguera un versant algérien du Tinrhert à l'Ouest, un versant Hamada el Hamra à l'Est.

6.1.2.4.1.1. Versant algérien du Tinrhert D'après KILIAN (1922, In DUBIEF, 1953), ce versant de 49000 à 50000 km² est formé

« de plateaux doucement inclinés vers le Nord et terminés en falaises ou krebs au Sud ». DUBIEF (1953) ajoute que l'ensemble est affecté d'un pendage d'un millimètre par mètre d'E en W ; par la suite, ses lignes de niveau ont une orientation sensiblement WSW-ENE. Les dunes du Grand Erg Oriental le recouvrent au N en suivant la ligne de cote 300 m ; la dépression du Djoua le borde au S suivant une ligne faiblement inclinée autour du 28e parallèle. A l'Ouest, la dépression de Messeguen le sépare du Tademaït tandis qu'à l'E il se relie à la Hamada el Hamra (bassins-versants 35 et 36, Fig.6-4).

Les différents plateaux s'allongent sur près de 400 km ; ils sont de largeur variable et s'estompent aux extrémités occidentale et orientale. Inclinés vers le N selon une pente de 6 pour 1000, ils sont limités vers le S, par des krebs de 70 à 80 m de hauteur. Les oueds, en effet, de direction générale SSE-NNW, après s'être heurtés aux différents krebs, se perdent dans des daïas aux pieds de ces derniers. On distingue d'Ouest en Est :

• à l'W de l'Igharghar les oueds El Abed, El Hadjadj et El Malah. Ils se perdent dans des daïas en bordure de l'Erg ;

• à l'E de l'Igharghar, on citera les oueds Ameskiki (alias Sidi-Moussa), Tabankort et Tissit. • plus à l'E, on note les oueds Tamedjelt et Neïdi, assez démembrés dans leurs vallées

terminales ; • plus à l'E encore, le réseau est confus, de vastes daïas et sebkhas parsèment le pays ;

les oueds Ohanet, Adaoui, Tahala et Ekazouet se perdent dans la région de Timellouline; • tout à fait à l'E, le Tinrhert est drainé par les deux grands oueds Tin Fouchaye et Timissit

qui confluent dans la daïa de l'erg Tin Rhales. • l'Oued Mareksene enfin, au NE du Tinrhert algérien, se perd à l'Ouest de Ghadamès.

L’auteur souligne que tous ces oueds sont susceptibles de couler et leurs crues sont assez importantes et fréquentes. Ce versant serait un bassin d'alimentation assez important pour certaines nappes aquifères du bassin du Melrhir.

91

6.1.2.4.1.2. Versant Hamada Al Hamra La Hamada Al Hamra présente sur son bord Nord-occidental une succession de deux

gradins, un inférieur profondément entaillé par les oueds, un supérieur infiniment plus vaste, parsemé de petites daïas ou Garaet. Les principales artères de ce versant sont : • les oueds Amasin et Anebdan qui se perdent dans les sebkhas de la région de Ghadamès

et de Tounine ; • le bassin du Tanarout (bassin-versant 34, Fig. 6-4), de beaucoup le plus important. Cet

oued prend son origine au bord méridional de la Hamada el Hamra ; après un parcours de 180 km, orienté vers le NW, il reçoit sur sa droite, en aval de Derj, l'O. Mimoun puis, sur sa gauche, 40 km plus en aval, l'O. Aoual (Awal) qui prend naissance lui aussi à la bordure S de la Hamada. Après un parcours total de 250 km, le Tanarout se perd dans la Sebkha Mzezzem. Cette grande artère et ses deux gros affluents sont encore actifs de nos jours sur la plus grande partie de leurs cours ;

• plus au N, des oueds un peu moins importants se perdent dans les dunes du Grand Erg Oriental, ce sont les oueds El Bir, Ihar, Tiaret, Cherchouf, Merbia et Zar (DUBIEF, 1953).

Au N du bassin de la Hamada, des oueds descendent du flanc sud de J. Nefusa. Il s’agit, en particulier, des oueds Nalut, Saniet El Asfa, Jadu, Ash Shagayiq, At Tall, Ad Danaji, Al Hiram qui se perdent vers le sud dans des dépressions (Fig.6-5). Au NE, deux grands oueds (Wadi Sufajjin et Wadi Kaam) drainent les eaux de ruissellement vers la mer ; auxquels s’ajoutent des systèmes hydrographiques mineurs, Wadi Lebda, Wadi Majir plus au Nord Est (GEFLI, 1972 ; GEFLI, 1976a). Fig.6-5 : Bassins-versants au Nord du bassin de la Hamada Al Hamra 37 : Zone 1 : Oued Al Hiram 40 : Zone 4 : Oued Kaam 43 : Zone 7 : Oued Jadu 38 : Zone 2 : Bin Ghashir 41 : Zone 5 : Oued Majir 44 : Zone 8 : Oued Nalut 39 : Zone 3 : Oued Ramil 42 : Zone 6 : Bir Ayad 45 : Wadi Sawfajjin

6.1.2.4.2. Versants du Sud-tunisien Deux versants distincts sont à envisager :

• un versant occidental des Matmata, • un versant septentrional des Chotts Sud-Tunisiens.

6.1.2.4.2.1. Versant des Matmata

De nombreux oueds descendent sur la face W de la chaîne des Matmata (bassins-versants 29 à 33, Fig.6-4) ; ils donnent l'impression d'un réseau hydrographique entièrement

38

37

39

40

41

45

42

43 44

31°

32°

33°

12° 13° 14° 15°

92

démembré à la suite de l'envahissement des basses vallées par les sables du Grand Erg Oriental. En effet, à peu près, tous les oueds se terminant brusquement en bordure de l'erg dans de petites daïas, nous n'avons plus, maintenant, que de nombreux petits bassins reliques des grands bassins-versants des artères disparues. On notera que des pertes par infiltration sont possibles tout au long de leurs vallées (DUBIEF, 1953). Nous distinguerons du Sud vers le Nord :

Le bassin des oueds Tieret et Montasseur (3808 km2), celui des oueds Djeneïene et El Kheneg (6060 (km2), celui du Bir Aouine, groupant les oueds Rhedamsi, Guebli et Dahraoui et l'O. Lisseri (2342 km2), celui groupant les oueds Mahbes et Bénina (2202 km2) (FERSI, 1979b), ceux de la Garaet Ali Tsemd, de la Garaet Bou Flidja, de l'O. Hallouf (3396 km2) et enfin celui de l'O. Hassane.

L'ensemble de ces petits bassins reliques couvre une superficie de 18000 km2 environ (hormis le bassin du Tiaret). Tous ces oueds coulent, de nos jours, jusqu'à l'Erg et les daïas terminales peuvent rester en eau, un temps assez long (DUBIEF, 1953).

6.1.2.4.2.2. Versant septentrional des chotts Sud-tunisiens On distingue d'Ouest en Est : a) le bassin-versant du chott Rharsa, de 13500 km² avec les deux grands oueds, Kebir et

Seldja ; b) le bassin du Fedjej de 4390 km2 (DUBIEF, 1953). Le bassin chott el Fedjej sud,

groupant les sous-bassins de l’oued el Hamma, oued Magroun…, couvre une superficie de 2224 km2 (FERSI, 1979b).

6.2. Les pluies et le ruissellement Nous abordons ici un des problèmes capitaux du Sahara. A première vue, selon

DUBIEF (1953), il y a une opposition irréductible entre ces deux ordres de faits. C'est, vraisemblablement, pour pallier cette difficulté apparente que divers météorologistes et géographes ont été amenés à imaginer les chutes de pluies au Sahara sous forme de déluges localisés. En fait, le problème ne présente pas de difficultés si l’on fait intervenir l'intensité des précipitations, c'est-à-dire leur vitesse de chute, et la vitesse de pénétration de l'eau dans le sol. Il est bien évident qu'il y aura excès momentané d'eau à la surface de la terre dès que l'intensité de la pluie sera supérieure à la vitesse d'absorption de l'eau par celle-ci. Lorsque la pellicule d'eau libre ainsi formée aura une épaisseur suffisante, un ruissellement apparaîtra. Il sera, évidemment, d'autant plus rapide que la pente sera plus forte et la végétation plus clairsemée. Autrement dit, les facteurs intervenant dans le phénomène du ruissellement sont :

a) d'une part, l’intensité et la quantité de pluie tombée, b) d'autre part, la perméabilité du sol arrosé, son pendage et l'état de sa couverture

végétale. On peut y ajouter, dans une certaine mesure, l'évaporation qui agit sur la petite

pellicule d'eau formée momentanément à la surface du sol. Toutefois, l’auteur notait qu’ : « On ne peut pas chiffrer, actuellement, avec exactitude

ces divers facteurs au Sahara dans l'état actuel de nos connaissances. Nous ne possédons pas, en effet, de données exactes sur les intensités des pluies sahariennes, faute d'enregistrements rapides des chutes de pluie. Tout ce que nous pouvons dire c’ est que l'intensité de la pluie atteint parfois un à deux millimètres à la minute ».

6.2.1. Pluviométrie 6.2.1.1. Répartition et apports des pluies dans le bassin du SASS

En utilisant les données pluviométriques de la période 1926-1950, DUBIEF (1953) a pu établir une carte de distribution des pluies moyennes interannuelles dans le Sahara

93

septentrional. La numérisation de cette dernière nous a permis de disposer d’une grille représentative de la pluie moyenne en tous points du domaine du SASS (Fig.6-6).

Elle dénote l’inégale répartition des précipitations. Les quantités les plus importantes sont observées au Nord, sur l’Atlas saharien, où les moyennes interannuelles sont de l’ordre de 200 à 250 mm. Le Dahar présente des moyennes comprises entre 80 et 150 mm. Sur le Jebel Nefusa et le long de la cote libyenne, les moyennes interannuelles sont comprises entre 80 et 250 mm. Ces régions sont les principales zones d’alimentation des nappes du SASS. Le Grand Erg Occidental et le Grand Erg Oriental sont traversés par les isohyètes 40 à 80 mm. Les régions du Sud du bassin sont le domaine des faibles précipitations.

Fig.6-6 : Carte des isohyètes dans le domaine du SASS

L’histogramme construit à partir de cette grille montre la grande variabilité spatiale des tranches de pluies annuelles. Les classes de pluies comprises entre 10 et 40 mm sont nettement dominantes (fig.6-7). Soit : ni le nombre de valeurs par classe et yi la moyenne de la classe, la pluie moyenne

annuelle est donnée par la relation ∑

∑ni

yini. = 57,03 mm

Sachant que l’aire du domaine du SASS est de 1 095 772 km2, le volume qui tombe dans le système peut être évalué à 62,49 milliards de m3/an.

Fig.6-7 : Histogramme des isohyètes

ni

Classe

Dahar J.Nefusa

94

6.2.1.2. Variabilité des pluies A l’inégale répartition des précipitations s’ajoute une variabilité considérable de la

pluviométrie, enregistrée par les quelques rares stations pluviométriques implantées dans le Sahara. Ces enregistrements sont discontinus et présentent souvent des lacunes. Pour illustrer ce fait, il est présenté, ci-dessous, les séries de mesures de quelques stations pluviométriques, situées dans le sud tunisien (Tableau 6-1), et dans les bassins des versants Sud de l’Atlas saharien (Tableau 6-2), qui nous ont été aimablement transmises respectivement par la Direction Générale des Ressources en Eau (DGRE, 2003, en Tunisie) et par l’Agence Nationale des Ressources Hydrauliques (ANRH, 2003, en Algérie). Tableau 6-1 : Séries pluviométriques des quelques stations situées dans les bassins du Sud tunisien

Nom

1950

-195

1 19

51 -1

952

1952

-195

3 19

53 -1

954

1954

-195

5 19

55 -1

956

1956

- 195

7 19

57 -1

958

1958

-195

9 19

59 -1

960

1960

-196

1 19

61 -1

962

1962

-196

3 19

63 -1

964

1664

-196

5 19

65 -1

966

1966

-196

7 19

67 -1

968

1968

-196

9 19

69 -1

970

1970

-197

1 19

71 -1

972

1972

-197

3 19

73 -1

974

1974

-197

5 19

75 -1

976

1976

-197

7 19

77 -1

978

1978

-197

9 19

79 -1

980

1980

-198

1 19

81 -1

982

1982

-198

3 19

83 -1

984

1984

-198

5 19

85 -1

986

1986

-198

7 19

87 -1

988

1988

-198

9 19

89 -1

990

1990

-199

1 19

91 -1

992

1992

-199

3 19

93 -1

994

1994

-199

5 19

95 -1

996

1996

-199

7 19

97 -1

998

Moy/a

n(mm

)

Borj Bourguiba + - + - + + + + + + + + + 49 Dhebat CTV Ecole + + - + + - + + - - - - + + 101 Ksar Ghilane + - + + + - - - + + + + + + - - + + + - + + + - - - + + - + 63Maghni + + + + + + + + + + - 78Mdhila Ecole + + + + + + + + 97Remada SM + + + + + + + + - + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + 84Steftimi + - + 57Tataouine CRDA + + + + + + + + + + - 120Tataouine Recifa + + - - - + + - - - + - - - - + + + - + + 93Tataouine Elevage + + + + 99

+ : Année complète - : Année incomplète : Lacune

Tableau 6-2 : Séries pluviométriques des stations situées dans les bassins du versant Sud de l’Atlas saharien

Code Nom

1874

-192

9 19

29- 1

930

1930

- 195

4 19

08 -1

919

1933

-195

2

1954

-195

5 19

55 -1

956

1956

- 195

7 19

57 -1

958

1958

-195

9 19

59 -1

960

1960

-196

1 19

61 -1

962

1962

-196

3 19

63 -1

964

1664

-196

5 19

65 -1

966

1966

-196

7 19

67 -1

968

1968

-196

9 19

69 -1

970

1970

-197

1 19

71 -1

972

1972

-197

3 19

73 -1

974

1974

-197

5 19

75 -1

976

1976

-197

7 19

77 -1

978

1978

-197

9 19

79 -1

980

1980

-198

1 19

81 -1

982

1982

-198

3 19

83 -1

984

1984

-198

5 19

85 -1

986

1986

-198

7 19

87 -1

988

1988

-198

9 19

89 -1

990

1990

-199

1 19

91 -1

992

1992

-199

3 19

93 -1

994

Moy/a

n(mm

)

060102 Tadjemout + + + + + + + + + + + + + + + + + 77 060104 Seklafa - + + + + - + + + - + + + + + - + 122 060105 Laghouat - 060202 Ain Mehdi + + + + + + + + + + + + + 146 060302 El Haouita + + + + + + + + + + + + + + + + 91 060401 Sidi Makhlouf + + + + + + + + + + + + + + + + + 84 060403 Ksar El Hirane + + + + + + + + + + + + + + + + 98 060502 Ain El Bell + + + + + 156 060506 Douis + + + + + + + + + + + + + + + + + + - + 94 060602 Messaad + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + 125 060902 Sidi Khaled + + + + + + + + + + + + + + + + + 48 061416 Biskra + + + + + + + + + + + + + + 97 130339 El Abiod S.Ch. + + - + + + + + + - - - - - - - - + + + + + + + + + 101 130344 Brezina + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + 97 130356 Ain Sefra + + + + + + + + + + + + + + 128

+ : Année complète - : Année incomplète : Lacune

La station de REMADA présente la série la plus longue et la plus complète. La variabilité annuelle de la pluie, au niveau de cette station, est portée sur la figure 6-8, qui montre que sur le Dahar tunisien, la pluie peut avoisiner les 150 mm/an. Elle a même dépassé ce chiffre et a atteint 194.5 mm en 1995 -1996 et 320.3 mm en 1975 -1976. La moyenne des années complètes est de 84 mm.

La grande fluctuation de la moyenne d'une période à une autre est mise en évidence à la station de Remada (Fig.6-9). La moyenne mobile, tous les 5 ans, oscille, en général entre 67 et 100 mm. Elle est comprise entre 119 et 142 mm entre les années 1971-1972 à 1975-1976 et 1975-1976 à 1979-1980.

95

Fig.6-8 : Pluie moyenne annuelle à la station de Remada

Fig.6-9 : Evolution de la moyenne pluviométrique sur 5 années à la station de Remada

6.2.1.3. Régime des pluies 6.2.1.3.1. Régime des pluies des versants sud-tunisiens

La chaîne des Matmata est relativement très arrosée pour une région saharienne, aussi bien sur son flanc occidental que sur son flanc oriental. D'une façon générale, la variation annuelle de la fréquence des pluies est caractérisée par un maximum d'hiver et un minimum d'été (juillet) (Tableau 6-3). Tableau 6-3 : Pluie moyenne mensuelle à la station de Matmata (1902-1977) (FERSI, 1979b) Mois S O N D J F M A M J J A Station Matmata 14.4 23.5 31.3 27.3 29.8 24.9 37.7 18 11.3 2.3 0.2 2.7

On notera cependant, une fréquence assez élevée des précipitations en juin et août dans la trouée du Chott El Fedjedj (Gabès-Kebili :71% en juin, Gabès : 63 %, Kebili : 42 % en août) et le maximum secondaire de fréquence en mai à Bordj le Bœuf (Bordj Bourguiba) qui est à rapprocher de celui de la Hamada el Hamra. Les hauteurs annuelles des précipitations ont un caractère méditerranéen marqué avec leurs maxima en octobre-novembre et en mars, séparés par un minimum relatif entre décembre et février et un minimum presque absolu en juillet. Autrement dit, les pluies sont fréquentes en hiver, mais relativement peu abondantes.

Ces hauteurs annuelles sont très variables d'une année à l'autre : de 203 mm à 34 mm à Bordj le Bœuf, de 294 à 26 à Tataouine, de 199 à 20 à Kebili, par exemple. Cette

0

50

100

150

200

250

300

350

Années

Plui

e (m

m)

0

20

40

60

80

100

120

140

160

Années

96

grande irrégularité est due aux petits « déluges localisés » que l'on observe assez souvent et qui sont la particularité la plus curieuse du régime des pluies de cette région. C'est ainsi que l'on a observé en un seul mois 87 mm en octobre 1941 à Bordj le Bœuf, 216 en mars 1933 à Tataouine, 154 en mars 1933 à Kebili, 435 à la même époque à Matmata (DUBIEF, 1953), 87 mm en octobre 1995 à Bordj Bourguiba, 134 mm en octobre 1995 à Dehibat CTV Ecole Ex, 131 mm en mars 1976 à Remada SM, 84.8 mm en octobre 1995 à Remada SM, 167.5 mm en janvier 1990 à Tataouine CRDA, 85.2 mm en septembre 1991 à Tataouine CRDA, 81.2 mm en janvier 1994 à Tataouine CRDA. Avec de pareilles intensités de pluie, le ruissellement doit être particulièrement intense ; aussi serait-il des plus intéressants d'avoir des observations de débits des crues en cette région. Les pluies sont en relation avec les dépressions qui convergent, le mot n'est pas de trop, et stationnent dans la région du Golfe de Gabès.

Elles appartiennent aux grands courants, soudano-saharien, nord-saharien, front polaire, etc... Une mention spéciale doit être faite aux pluies orageuses de juin et d'août qui, nous l'avons noté, intéressent la région bordière du Chott el Fedjedj. Ces orages naissent dans la région d'Aflou, descendent les pentes S de l'Atlas saharien à hauteur de Laghouat et dérivent vers le golfe de Gabès en arrosant au passage la région de l'O. Itel au N de l'O. Rhir, le Chott Djerid, puis la bordure du Chott El Fedjedj (DUBIEF, 1953).

6.2.1.3.2. Régime des pluies en Algérie Les pluies annuelles et journalières ont fait l’objet d’une étude (MOHAMED et HIND,

1998) portant sur 23 stations pluviométriques (Tableau 6-4). Tableau 6-4 : Caractéristiques des pluies journalières dans le Sahara algérien

Station Bassin Altitude (m) 1 2 3 4 5 Reggane Saoura Touat 267 21 4.9 2.7 15 1.51 In Salah Tidikelt 280 66 10.7 5.8 35 1.49 El Goléa Erg Occidental 380 67 34.6 15.2 90 1.27 Adrar Saoura Touat 286 78 13.5 7.4 35.2 1.22 Djanet Tafassaset 1100 46 31.6 9.8 48.5 1.12 Beni Abbes Saoura Touat 497 69 33.3 13.2 70.1 1.09 Tabelbala Iguidi Draa 588 23 31.2 14.9 53 0.97 Ideles Irharhar 1400 35 10.4 7.7 29.7 0.95 Tindouf Iguidi Draa 401 33 40 16.4 59.9 0.92 Bechar ONM Saoura Touat 769 85 75.2 19.8 103.3 0.84 Ouargla Erg Oriental 154 61 38.5 13.2 67 0.81 Beni Ouenif Saoura Touat 825 47 112.5 28 123.1 0.78 Tamanrasset Oued Tamanrasset 1390 37 25 15 44 0.78 Igli Saoura Touat 510 21 48.3 23.2 59 0.75 Ain Sefra Erg Occidental 1072 61 129.3 25 91.7 0.72 Touggourt Erg Oriental 45 35 78.3 12.8 33.4 0.71 Ghardaia Erg Oriental 526 77 59 17.7 57.1 0.69 El Oued Erg Oriental 70 62 62.1 19.6 58 0.67 El Abiod Sidi Cheikh Erg occidental 903 54 91 20.2 65.2 0.62 Brezina Erg occidental 927 22 65.8 15.5 33 0.58 Si Ahmed Belabbes Erg occidental 1210 22 110.1 24 50.2 0.49 Bousemrhoun Erg occidental 985 20 130.4 27 51.8 0.38 Arba Tahtami Erg occidental 600 28 124 22.8 37 0.37

1 : Nombre d’années d’observations 2 : Pluie moyenne interannuelle de la série d’observations (mm) 3 : valeur moyenne de la série d’observations des pluies journalières maximales (mm) 4 : valeur maximale de la série d’observations des pluies journalières maximales (mm) 5 : Coefficient de variation (Cv) de la série d’observations des pluies journalières maximales (mm) NB. : Les valeurs minimales des séries d’observations des pluies journalières maximales sont nulles pour l’ensemble des stations.

97

Il ressort de cette étude que le bassin-versant de l'Erg occidental est caractérisé par de faibles coefficients de variations et des pluies journalières maximales moyennes de 20 mm à 27 mm. Les altitudes au niveau de ce bassin varient de 380 à 1210 m. Cette modération peut être expliquée par l'importance des averses d'été. Ces averses prennent naissance dans la région d'Aflou et touchent une bonne partie de ce bassin. Il est à signaler également l'influence des masses d'air humides atlantiques et méditerranéennes.

La plus grande irrégularité est enregistrée au niveau des stations de Beni Abbes (Cv = 1,09 ; altitude = 497 m), Adrar (Cv = 1,22 ; altitude = 286), Reggane (Cv = 1,51 ; altitude = 267 m), du bassin de Saoura Touat. Également, au niveau des stations de Tindouf (Cv=0,92 ; altitude= 401 m), Tabelbala (Cv = 0,97 ; altitude = 588m) du bassin Iguidi Draa, Ideles (Cv = 0,95 ; altitude = 1400 m) du bassin Irharhar, Djanet (Cv = 1,12 ; altitude = 1100 m) du bassin Tafassasset et de la station d'In Salah (Cv=1,49 ; altitude =280m) du bassin de Tidikelt. Pour l'ensemble de ces bassins, la forte irrégularité des pluies est due au fait que la fréquence des pluies diminue au fur et à mesure que l'on se dirige vers les parties centrales du Sahara et à l'appauvrissement des masses d'air en humidité. Le Sud du Sahara est caractérisé à la fois par des totaux pluviométriques annuels faibles et par une forte irrégularité des pluies journalières maximales. Cette grande variabilité est due à l'absence de pluies durant une ou plusieurs années. Le bassin d'Oued Tamanrasset se singularise par des pluies annuelles relativement élevées et des coefficients de variation modérés du fait de sa topographie et des dépressions sahariennes. Au Sahara, le nombre de pluies intenses augmente avec la pluviométrie annuelle.

Pour ce qui est de la concentration des pluies journalières maximales à l'échelle mensuelle, l'apparition de ces pluies varie considérablement d'un mois à l’autre. Pour le bassin de Saoura Touat, la concentration apparaît soit en automne, soit au printemps. Les bassins d'Ighidi Draa, de l'Erg occidental et de l'Erg oriental se caractérisent par l'apparition de ces pluies de septembre à avril et parfois au mois d'août. La concentration de ces pluies dans le bassin d'Irharhar apparaît à partir des mois de septembre à décembre et parfois au mois de mars. Au niveau du bassin de Tafassasset, les plus fortes pluies peuvent apparaître durant toute l'année, avec une fréquence relativement élevée aux mois de septembre, mars et avril. Pour le bassin d'Oued Tamanrasset, la concentration des pluies journalières maximales s'étale du début de l'automne au début de l'hiver et de la fin du printemps à la fin de l'été. Les pluies journalières maximales dans le bassin de Tidikelt se concentrent entre les mois d'octobre et février avec une forte apparition en décembre.

Dans la région de Biskra, les observations sur la période 1914 –1963 montrent qu’il y pleut pratiquement chaque mois avec un maximum en mars, avril et juillet (18 à 22 mm). Les mois les moins pluvieux sont novembre et décembre (2 à 3mm) (Tableau 6-5). Tableau 6-5 : Pluviométrie à Biskra (SCET, 1972). Mois J F M A M J J A S O N D Année P.moy 17 15 22 18 17 10 19 10 15 8 2 3 156 Nb. Jours de Pluie 3 3 4 3 4 6 3 4 5 2 1 1 34

6.2.1.3.3. Régime des pluies en Libye Les données de pluies moyennes mensuelles ont été collectées aux stations de

Nalut, Derj, Ghadamès, Kabaw, Sabha et Hun (Tableau 6-6). Tableau 6-6 : Pluviométrie moyenne mensuelle en Libye Station J F M A M J J A S O N D Année Période(ans) Source Nalut 21 20 31 18 10 2 0 2 7 15 16 16 158 81 BRL (1998d) Kabaw 27 22 32 13 3 2 0 1 5 5 21 29 160 BRL (1998d) Derj 2 4 7 3 2 0 0 0 0 7 2 3 30 BRL (1998d) Ghadamès 4 6 7 2 2 1 0 0 1 4 4 5 36 63 BRL (1998d) Sabha 1.6 1 0.4 0.5 1.6 0.4 0 0 0.4 1.6 1.2 1 9.7 41 Idrotecneco (1982c) Hun 2 2.9 2.2 2.8 4.7 0.5 0 0.1 3.4 6.2 2.1 2.3 31.1 40 Idrotecneco (1982c)

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Au centre du bassin (Ghadamès et Derj) et au Sud (Sabha et Hun), la pluie ne dépasse pas 8 mm par mois ; tandis qu ‘au Nord, à Nalut, la moyenne mensuelle dépasse 9 mm, 8 mois sur 12.

Aussi bien au Nord qu’au Sud, la pluie est virtuellement inexistante pendant les mois d’été. Le maximum de pluie est observé en mars (32 mm à Kabaw, 31 mm à Nalut, 7 mm à Ghadamès et Derj). Un second pic apparaît en octobre (7mm à Derj) ou en Hiver (Ghadamès). Au Sud, on note un maximum de pluie en octobre et en mai, à Hun. A Sabha, on observe la même quantité de pluie (1,6 mm) pour les mois de janvier, mai et octobre.

Par ailleurs, les observations faites par IDROTECNECO (1982c) aux stations de Ferjan, Jabal As Sawda, Brak et Idri (Tableau 6-7), situées au sud du bassin montrent que la pluie moyenne annuelle est extrêmement faible pour la période d’observation considérée et que les valeurs sont comprises entre 15 mm à Quarqaf et 43.2 mm à Brak. Tableau 6-7 : Pluviométrie moyenne annuelle dans le sud libyen (IDROTECNECO (1982c) Station Altitude (m) Période Pluie totale (mm) Ferjan 315 17-06-77 à 18-10-79 26.6 Jabal As Sawda 616 17-06-77 à 18-10-79 24 Brak 332 20-11-77 à 26-11-79 43.2 Quarqaf 551.27 21-11-77 à 25-11-79 15 Idri 365 01-02-78 à 25-11-79 33.4

Au cours de cette période, les maxima mensuelles observées pour chaque station sont : 5.8 mm en octobre 1979 à Ferjan, 7 mm en avril 1978 à Jabal As Sawda, 17.2 mm en novembre 1978 à Brak, 9.2 mm en septembre 1979 à Quarqaf, 14.4 mm en octobre 1978 à Idri.

Les événements pluviométriques les plus importants observés sont : 1.9 mm en 20 min le 14 février 1978 à Ferjan, 6.6 mm en 10 min le 14 avril 1978 à Brak, 5.4 mm en 30 min le 5 septembre 1979 à Quarqaf, 12.2 mm en 45 min le 20 mars 1979 à Idri, 1.3 mm en 5 min le 13 décembre 1977 à Jabal As Sawda.

6.2.2. Hydrométrie Le ruissellement qui survient encore au Sahara a rarement fait l’objet d’observations

continues. Les mesures de débits instantanées de crues sont pratiquement inexistantes. Nous ne disposons pas de données de ruissellement dans la partie tuniso-libyenne du bassin, excepté la crue de l’oued Om Zoggar du 17 novembre 1988, sur le Dahar tunisien (Fig.6-10). Cette crue a duré 5 h 30 min et a donné une lame d’eau ruisselée de = 4.3 mm pour une surface du bassin-versant de 106 km2. Fig.6-10 : Hydrogramme de crue d’oued Om Zoggar du 17 novembre 1988 (YAHYAOUI, 1996)

99

Nous présentons ci-dessous les données de crues de quelques oueds en Algérie, que nous avons pu recueillir à l’ANRH (Agence Nationale des Ressources Hydrauliques, en Algérie) et compléter par les données du document du BRL (1998a).

6.2.2.1. Oued Seggeur

Des données hydrométriques, sur trois années, mesurées à la station de Kheneg El Araouia (code : 130321), sur l’oued Seggeur, ont permis d’avoir un ordre de grandeur des débits (Tableau 6-8). Tableau 6-8 : Débits moyens mensuels de l’Oued Seggeur (m3/s) Date S O N D J F M A M J J A Année1974-1975 0.01 0 0 0 0 0 0.56 0.79 0.18 0 0.07 1975-1976 1.49 0 1.35 0.45 0 0 0.47 0 5.6 4.08 4.92 3.09 1.8 1976-1977 10.74 5.79 0.06 0 0.03 0 0 0 0.15 0 0 0.1 1.4 Moyenne 6.12 1.93 0.47 0.15 0.01 0 0.16 0.19 2.18 1.42 1.64 1.09 1.6 Min(débit mensuel) 1.49 0 0 0 0 0 0 0 0.15 0 0 0.07 1.4 Max(débit mensuel) 10.74 5.79 1.35 0.45 0.03 0 0.47 0.56 5.6 4.08 4.92 3.09 1.8

L’apport moyen annuel est de 50 Mm3 (1,6 m3/s) correspondant à une lame écoulée de 13 mm. L’estimation des débits de crue au site du barrage Brezina est située entre 650 et 950 m3/s pour la crue décennale ; entre 950 et 1800 m3/s pour la crue centennale.

6.2.2.2. Oued Namous Les données hydrométriques sur trois années (1973-1976), mesurées à la station de

Ain El Hadjaj, sur l'affluent Rhouiba de l'oued Namous, sont portées sur le Tableau 6-9. Tableau 6-9 : Débits moyens mensuels de l’Oued Namous (m3/s) Date S O N D J F M A M J J A Année1973-1974 0.03 0.04 0.27 0.03 0.03 0.02 0.03 1.89 0.06 0.09 0.05 0.05 0.22 1974-1975 0.05 0.06 0.05 0.06 0.06 0.58 0.09 3.29 1.59 0.02 0.02 0.02 0.49 1975-1976 0.08 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.03 1.00 0.70 0.68 3.39 0.02 0.51 Moyenne 0.05 0.04 0.11 0.04 0.04 0.21 0.05 2.06 0.78 0.26 1.15 0.03 0.40 Min(débit mensuel) 0.03 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.03 1.00 0.06 0.02 0.02 0.02 0.22 Max(débit mensuel)

0.08 0.06 0.27 0.06 0.06 0.58 0.09 3.29 1.59 0.68 3.39 0.05 0.51

L’apport moyen annuel est de 16 Mm3 (0,51 m3/s) correspondant à une lame écoulée de 5.7 mm.

6.2.2.3. Oued El Hai A la station d’El Kantara, l’oued El Hai a connu, entre 1950 et 1961, un débit annuel

moyen de 12,6 Mm3 avec un débit maximal de 94 m3/s. De 1969 à 1995, l’apport moyen a été de 12.3 Mm3/an (0.39 m3/s) (Tableau 6-10), soit une lame d’eau écoulée de 11 mm. Tableau 6-10 : Débits moyens mensuels de l’Oued El Hai (m3/s) Date S O N D J F M A M J J A Année 1968-1969 0.17 0.08 0.09 0.24 0.45 0.19 0.81 0.23 0.52 0.11 0.11 0.20 0.27 1969-1970 1.09 1.48 2.16 3.49 1.27 0.51 1.12 0.87 0.20 0.32 0.21 1970-1971 0.23 0.13 0.20 0.28 0.24 0.33 0.19 0.1 0.09 0.17 0.11 1971-1972 0.56 0.27 2.27 0.50 0.95 2.04 2.19 1.97 0.8 0.33 0.17 0.18 1.01 1972-1973 6.9 0.91 0.18 0.45 0.78 1.28 2.32 2.4 0.33 0.38 0.44 0.12 1.36 1973-1974 0.18 0.11 0.14 0.22 0.42 0.36 0.87 1.3 0.21 0.28 0.06 0.06 0.35 1974-1975 0.36 0.07 0.12 0.14 0.15 0.38 1.37 0.7 0.58 0.1 0.08 0.09 0.35 1977-1978 0.02 0.31 0.14 0.11 0.11 0.06 0.25 0.1 0.04 0.04 0.93 1978-1979 0.14 0.84 0.11 0.08 0.18 0.13 0.14 0.72 0.05 0.05 0.03 0.03 0.21 1979-1980 7.58 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.38 0.01 0.1 0.01 0 0.02 0.67 1980-1981 4.16 0.28 1.22 0.18 0.21 1.08 0.97 0.11 0.03 0.52 0.03 0.03 0.74 1981-1982 0.07 0.05 0.05 0.49 0.04 0.04 0.05 0.33 0.11 0.18 0.22 0.03 0.14 1982-1983 0.28 1.33 1.61 0.23 0.07 0.06 0.05 0.04 0.03 0.02 0.02 0.01 0.31 1983-1984 0 0.37 0.04 0.04 0.05 0.3 0.13 0.07 0.04 0.52 0.33 0.29 0.18 1984-1985 0.15 0.82 0.11 0.09 0.11 0.78 0.81 0.53 0.78 0.07 0.03 0.01 0.36 1985-1986 0.28 0.45 0.5 0.12 0.12 0.72 1.8 0.89 0.06 0.02 0.01 0.01 0.42

100

Date S O N D J F M A M J J A Année 1986-1987 1.37 0.32 0.16 0.3 0.3 0.63 0.53 0.1 0.04 0.05 0.68 0 0.37 1987-1988 0.01 0.17 0.03 0.07 0.03 0.02 0.02 0.02 0.08 0.31 0.01 0.14 0.16 1988-1989 0.57 0.03 0.04 0.03 0.02 0.17 0.25 0.2 0.07 0.34 0.01 0.14 0.16 1989-1990 0.95 0.01 0.13 0.03 0.02 0.11 0.16 0.36 1990-1991 0 0 0.35 0.01 0.01 0.02 0.98 2.35 0.07 0.01 0.01 0.01 0.32 1991-1992 1.91 1.17 0.20 0.37 0.17 0.11 0.44 0.29 0.4 0.05 0.06 0.11 0.44 1992-1993 1.36 0.2 1.35 0.22 0.07 0.2 0.53 0.1 0.01 0.01 0 0 0.34 1993-1994 0.01 0 0.05 0 0.01 0.01 0.01 0.01 0 0 0 0.01 0.01 1994-1995 0.91 0.55 0.01 0 0.32 0.41 0.63 0.58 0.23 0.16 0.12 0.11 0.39 Moyenne 1.26 0.35 0.43 0.25 0.32 0.41 0.63 0.58 0.23 0.16 0.12 0.11 0.39 Min(débit mensuel) 0 0 0.01 0 0.01 0.01 0.01 0.01 0 0 0 0 0.01 Max(débit mensuel) 7.58 1.33 2.27 2.16 3.49 2.04 2.32 2.4 0.87 0.52 0.68 0.93 1.36

6.2.2.4. Oued El Abiod C’est l’oued le plus important du massif de l’Aurès. Entre 1950 et 1960, l’apport

moyen était de 21,5 Mm3/an. Il est équipé depuis 1950 du barrage de Foum el Gherza, d'une capacité initiale de 47 Mm3. Actuellement, le colmatage par les alluvions limite la capacité du réservoir à 21 Mm3 et ne permettrait plus que d'irriguer quelques centaines d'hectares de céréales et de palmiers, principalement ceux de Sidi Okba.

Le débit moyen annuel de l'oued El Abiod est estimé à 18 Mm3. Il est suivi à la station de M'chouneche, juste en amont du barrage. De 1972 à 1994, le débit moyen a été de 11,7 Mm3 (0,37 m3/s) (tableau 6-11), correspondant à une lame d'eau écoulée de 11 mm. Tableau 6-11 : Débits moyens mensuels de l’Oued El Abiod (m3/s) Date S O N D J F M A M J J A Année1971-1972 0.71 0.84 0.59 1.07 0.83 1.46 0.59 0.69 0.04 0.04 1972-1973 2.27 1.07 0.37 0.52 0.47 1.05 2.04 3.17 0.39 0.71 0.1 0.29 1.03 1973-1974 0.07 0.09 0.1 0.85 0.8 0.37 0.41 0.32 0.1 0.1 0.06 0.05 0.28 1974-1975 0.07 0.45 0.14 0.16 0.16 0.47 1.17 0.77 1.57 0.03 0.04 0.03 0.42 1975-1976 1.43 0.16 0.1 0.12 0.11 0.89 1.36 0.64 0.22 1.02 0.76 0.07 0.57 1976-1977 2.79 0.08 1 1.18 5.28 0.67 0.19 1.03 1.94 0.64 0.09 0.09 1.25 1977-1978 0.45 0.13 0.3 0.23 0.16 0.2 0.15 0.13 0.07 0.03 0.04 1.08 0.25 1978-1979 0.69 0.85 0.2 0.14 0.07 0.11 0.12 0.40 0.05 0.08 0.03 0.02 0.23 1979-1980 5.64 0.66 0.04 0.05 0.05 0.22 0.81 0.24 0.29 0.12 0.11 0.13 0.69 1980-1981 2.2 0.27 1.23 0.31 0.58 0.98 0.52 0.12 0.04 0.69 0.02 0.02 0.57 1981-1982 0.29 0.11 0.03 0.28 0.07 0.13 0.1 0.26 0.33 0.12 0.02 0.05 0.15 1982-1983 0.53 0.61 1.53 0.11 0.05 0.05 0.04 0.03 0.03 0.02 0.01 0.21 0.27 1983-1984 0.04 0.47 0.01 0.01 0.01 0.08 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.26 0.08 1984-1985 0 0.27 0.04 0.01 0.02 0.05 0.03 0.02 0.45 0.02 0.01 0.01 0.08 1985-1986 0.01 0.12 0.18 0.15 0.1 0.19 1.37 0.86 0.34 0.06 0.01 0.01 0.29 1986-1987 0.64 1.46 0.36 0.44 0.31 0.34 0.27 0.12 0.09 0.07 0.05 0.03 0.35 1987-1988 0 0.04 0.04 0.05 0.07 0.09 0.12 0.17 0.24 0.37 0.01 0.15 0.11 1988-1989 0.24 0.32 0.45 0.18 0.16 0.18 0.19 0.29 0.02 1.12 0.15 0.08 0.28 1989-1990 3.69 0.1 0.13 0.19 0.27 0.66 0.2 0.74 0.98 0.14 0.13 0.38 0.63 1990-1991 0.26 0.29 0.25 0.11 0.12 0.14 0.2 0.28 0.17 0.09 0.08 0.12 0.17 1991-1992 0.3 0.08 0.09 0.08 0.06 0.08 0.17 0.12 0.12 0.06 0.03 0.15 0.11 1992-1993 0.17 0.27 0.28 0.1 0.16 0.18 0.14 0.03 0.07 0.07 0.07 0.09 0.14 1993-1994 0.07 0.08 0.13 0.15 0.1 0.05 0.09 0.12 0.13 0.12 0.05 0.08 0.1 Moyenne 1 .036 0.33 0.27 0.42 0.36 0.46 0.49 0.36 0.28 0.08 0.15 0.37 Min(débit mensuel) 0 0.04 0.01 0.01 0.01 0.05 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.08 Max(débit mensuel) 5.64 1.46 1.53 1.18 5.28 1.07 2.04 3.17 1.94 1.12 0.76 1.08 1.25

6.2.2.5. Oued El Arab Il sépare le massif des Aurès de celui des Nemencha. Il permet d'irriguer en

permanence une centaine d'hectares (Khanget Sidi Nadji) et au moins 35000 palmiers (Zeribet El Oued). Les crues servent aussi aux cultures céréalières.

La station de Khangat Sidi Nadji à l'aval de l'oued El Arab enregistre les débits depuis 1972. Le débit moyen annuel est de 28 Mm3 (0,89 m3/s) (Tableau 6-12), correspondant à une lame d’eau écoulée de 14 mm.

101

Tableau 6-12 : Débits moyens mensuels de l’Oued El Arab (m3/s) Date S O N D J F M A M J J A Année

1972-1973 12.93 5.79 1.33 0.8 0.73 1.09 2.91 3.23 0.84 1 0.1 2.68 2.781973-1974 0.38 0.54 0.14 1.44 0.7 0.17 0.27 0.17 0.06 1.34 0.17 0 0.451974-1975 6.93 1.05 0.05 0.06 0.07 1.52 1.12 0.42 0.86 0.05 0.03 0.38 1.031975-1976 0.93 0.27 0.56 0.13 0.03 0.12 0.87 0.55 2.82 4.97 2.09 0.11 1.121976-1977 0.93 0.07 3.53 0.52 1.46 0.31 0.09 0.29 1.67 0.95 0.01 0.23 0.841977-1978 0.69 0.07 3.37 0.27 0.08 0.15 0.05 0.03 0.95 0 0 2.58 0.691979-1980 0.01 0.03 0.13 0.06 0.04 0.09 1.03 0.06 0.34 0.02 0.01 0.01 0.151980-1981 0.33 0.11 0.07 0.08 0.04 0.2 0.07 0 0.02 0.01 0.01 1981-1982 0.31 0.03 0.01 0.06 0.04 0.14 0.03 0.97 1.8 0.55 0.03 0.5 0.371982-1983 1.87 0.62 0.99 0.34 0.1 0.06 0.04 0.01 0.01 0.08 1983-1984 0.37 4.44 0.03 0.03 0.04 0.53 0.51 0.22 0.01 0.01 0.01 1984-1985 0 6.53 6.48 0.46 6.02 2.78 0.12 0.17 1.83 0.51 0 0.32 2.11985-1986 5.94 0.16 0.11 0.1 0.19 0.15 1.07 1.44 1.91 0.3 2.51 0.49 1.21986-1987 2.84 1.46 0.29 0.16 0.11 0.13 0.14 0.04 0.1 0.22 1.65 0.17 0.611987-1988 1.01 0.97 0.19 0.23 0.05 0.03 0.06 0.09 0.25 5.11 0.1 0.1 0.681988-1989 0.17 0.1 0.67 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 3.47 1.31 0.1 0.1 0.531989-1990 2.12 0.18 0.07 0.05 0.17 0.27 0.1 1990-1991 0.01 0.01 0.07 0.01 0.05 0.01 0.01 1991-1992 0.9 0.07 0.06 0.06 0.01 0.19 0.34 0.18 0.6 0.06 0.11 0.28 0.241992-1993 0.1 0.41 0.14 0.07 0.08 0.13 0.5 0.14 0.07 0.08 0.09 0.07 0.161993-1994 0.09 0.05 0.44 0.22 0.1 0.07 0.12 0.06 0.06 0.08 0.62 0.25 0.181994-1995 7.74 8.85 0.12 0.11 0.13 0.12 0.20 0.12 0.08 0.09 4.75 1.37 1.97Moyenne 2.12 1.45 0.86 0.24 0.49 0.41 0.49 0.42 0.89 0.84 0.62 0.47 0.89Min(débit mensuel) 0 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.03 0.01 0 0 0 0 0.15Max(débit mensuel) 12.93 8.85 6.48 1.44 6.02 2.78 2.91 3.23 3.47 5.11 4.75 2.68 2.78

6.2.2.6. Oued El Cheria Les oueds El Mitla, Tagrert, Djellib et El Mohor drainent le sud des Nemencha dont

les sommets culminent à 1400 m. Même si les écoulements sont un peu plus faibles que dans les Aurès, ils doivent représenter une ressource jusqu'à présent négligée de plusieurs dizaines de millions de m3/an, avec certainement plus de trois jours de crue, en moyenne, par an. La station d'Aïn Babouche sur l'oued Cheria permet d'avoir une idée de ces écoulements. Le débit moyen annuel de 1973 à 1995 est de 16 Mm3 (0,51 m3/s) Tableau 6-13). Tableau 6-13 : Débits moyens mensuels de l'Oued Cheria (m3/s)

Date S O N D J F M A M J J A Année1973-1974 0.07 0.08 0.05 0.05 0.08 0.01 1974-1975 0.24 0.18 0.14 0.19 0.28 0.46 0.29 0.19 0.18 0.16 0.11 0.15 0.21 1975-1976 0.29 0.08 0.14 0.14 0.16 0.19 0.12 0.11 0.11 0.52 0.55 0.52 0.24 1982-1983 0.07 0.03 0.07 0.06 0.04 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.03 1983-1984 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 1984-1985 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.02 0.01 1985-1986 0.04 0.01 0 0 0 0 0 0 0 0.04 0 0.03 0.01 1986-1987 0.38 0.33 0 0 0 0 0 0 0 1987-1988 0.06 0.09 0 0 0 0 0 0 0.19 2.33 0.01 0.63 0.28 1988-1989 0.07 0.03 0.01 0 0 0 0 0.01 0.47 0.13 0.27 1989-1990 0.03 0 0 0 1.56 0 0 0.01 0.25 0.12 0.05 0.9 0.24 1990-1991 0.01 0 0.07 0.01 0.05 0.01 0.01 0.02 0.56 1.34 0.07 0.09 0.19 1991-1992 0.19 0.03 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.05 0.04 0.08 0.04 0.04 1992-1993 0.18 0.1 0.04 0.04 0.05 0.03 0.07 0.02 0.03 0 38.34 22.68 5.13 1993-1994 0.24 0 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.02 0 0 0.19 0.05 1994-1995 0 0.08 0.04 0.03 0.15 0.05 0.04 0.03 0.1 0.42 2.63 1.7 0.51 Moyenne 0.12 0.08 0.04 0.03 0.15 0.05 0.04 0.03 0.1 0.42 2.63 1.7 0.51 Min(débit mensuel) 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0.01 0.01 Max(débit mensuel) 0.38 0.33 0.14 0.19 1.56 0.46 0.29 0.19 0.56 2.33 38.34 22.68 5.13

L’étude hydrologique du projet du barrage sur l’oued Oumrahal (BRL, 1998a) juste à l’Est de l’oued El Arab a permis d’estimer les débits de crues décennale et centennale à 400 et 650 m3/s.

102

6.2.2.7. Versant oriental de la dorsale des mozabites On peut résumer les caractéristiques des oueds les plus importants dans le tableau

6-14 suivant : Tableau 6-14: Nombre de jour de crue des oueds de la dorsale mozabite (BRL, 1998a)

Nombre de jours de crue (total pour la période) Oued Superficie du bassin- versant (Km2)

1921-1937 1950-1961 Zegrir 4100 18 27 Ballouh 16 15 Nsa 7800 15 24 Soudan 13 21 Metlili 400 12 13 Mzab 5000 9 36

En moyenne, on peut compter sur deux jours de crue par an et les débits peuvent atteindre 300 m3/s pour de fortes crues.

Une étude des crues de l'oued Mzab BRL (1998a) a estimé les débits de crue décennale et centennale à 205 et 722 m3/s.

En plus de ces oueds, il faut ajouter l'oued Rtem, parallèle à l'oued Ittel, à la limite nord de la dorsale mozabite. Les crues violentes de cet oued constituent une menace permanente pour la palmeraie de M'rara.

Sur l'oued Mzab, la totalité ou presque de l'eau est récupérée : de 1921 à 1950, la moitié des crues atteignant le premier barrage (Abbes Djdid) sont parvenues à Malika et seulement un quart ont franchi le barrage d'El Ateuf, plus en aval.

Ces investissements modestes permettent d'irriguer plus de 1000 ha, soit 15 à 20 millions de m3 annuels. A comparer aux surfaces irriguées par les grands barrages de Foum El Guerza et de Djorf Torba.

6.2.2.7. Les oueds du Tademaït L'artère principale est l'oued Mya qui draine un bassin de près de 20000 km2 en

direction du nord, vers la sebkha Safioune. Entre 1950 et 1961, l'oued Mya a coulé 3 jours par an en moyenne. Des pluies de 25 mm sur le Tademaït en décembre 1960 ont provoqué un débit de pointe de 1600 m3/s ramené en 2 jours à 50 m3/s. De 1893 à 1951 l'oued Mya aurait coulé 15 fois sur 300 km. En 1952-1953, cet oued a connu 5 crues importantes dont 2 sur 410 km, le point extrême atteint étant Hassi Inifel.

Conclusion Malgré la dégradation du réseau hydrographique ancien du Sahara, il est encore

possible de discerner une organisation hydrographique dans le modèle actuel. A l’occasion de fortes pluies, ce réseau hydrographique peut être le siège d’écoulements importants, vers l'intérieur du Sahara, dans des formations en communication avec les nappes aquifères souterraines. Ainsi, le domaine du Sahara septentrional reçoit, en moyenne, 62 Milliards de m3 de pluies par an (57 mm). Ces pluies sont inégalement réparties dans l’espace, irrégulières et très variables. Les zones les plus pluvieuses sont l’Atlas saharien, le Dahar et le Jebel Nefusa. Ces pluies peuvent être importantes et provoquer des ruissellements considérables aux zones d’alimentations affleurements des géologiques. Celles-ci s’infiltrent dans les formations aquifères et alimentent les aquifères justifiant la faisabilité hydrologique de la recharge.

103

Chap.7 : L’INFILTRATION ET LA RECHARGE DES NAPPES DU SAHARA SEPTENTRIONAL

Introduction Les eaux de pluie et de ruissellement, observées au Sahara septentrional, peuvent

se perdre dans des formations perméables. Cependant, il existe peu d’indications précises et de travaux portant sur la quantification de la recharge des nappes sahariennes, et cette question est toujours demeurée sans réponse véritable. Le développement des modèles qui peuvent calculer la recharge par calage des transmissivités a accrédité une telle situation (OSS, 2003b). Nous essayerons de quantifier la recharge actuelle des nappes du Sahara septentrional, qui s’effectue par infiltration : - des eaux de ruissellements à la périphérie du domaine …notamment de l’Atlas saharien

dans le nord-ouest, du Dahar et du J. Nefusa à l’est. Des ruissellements en bordure de plateau peuvent également participer à l’alimentation de la nappe, et en particulier sur le bord occidental et méridional du Tademaït et sur le bord méridional du Tinrhert. L’alimentation de la nappe du CI se fait également par drainance des eaux du Paléozoïque.

- des pluies d’années exceptionnelles. Sur le Grand Erg Occidental, l’eau infiltrée traversant d’abord les sables dunaires, puis les formations perméables du complexe terminal avant de rejoindre la nappe du Continental Intercalaire proprement dite (ERESS, 1972b).

7.1. Les phénomènes de ruissellement – infiltration dans le domaine du SASS

Les pluies sahariennes, caractérisées par leurs faibles valeurs quantitatives, peuvent donner lieu au ruissellement encore important observé, de nos jours, au désert. Une grande partie de ces eaux ruisselantes s'infiltre dans les lits des oueds ou s'étale dans les régions d'épandage.

Depuis l’ouvrage de DUBIEF (1953), il existe peu d’observations du ruissellement dans la région, et l’hydrologie saharienne d’une manière générale paraît avoir, hormis l’exception présentée ci-après, suscité bien peu d’intérêt (OSS, 2003b). Pourtant, si l’on examine la structure altimétrique du Sahara, et si l’on se limite dans un premier temps à la région centrale, on peut définir (Fig.6-3), des monts du Hoggar aux Nementcha, un « bassin-versant des chotts » d’environ 700.000 km2. Ce bassin est certes occupé pour un tiers par le Grand Erg Oriental, et pour un autre tiers par l’Igharghar, le Tinrhert et l’Isaouane, dont la contribution à des écoulements superficiels peut être contestée (DUBIEF, 1953). Il n’en demeure pas moins qu’un certain nombre de bassins-versants actifs sur près de 250.000 km2, descendent de l’Atlas saharien, de l’Aurès, de la Dorsale du Mzab, et du Dahar.

Aux exutoires des bassins-versants descendant de l’Atlas saharien et de l’Aurès, justement, des écoulements de référence ont pu être mesurés (Tableau 7-1), notés par BRL (1998a). Tableau 7-1 : Ecoulements de références mesurés sur quelques bassins-versants en Algérie Nom de l’Exutoire du bassin versant (BV)

Oued Surface du BV (km2)

Période d’observation

Lame d’eau écoulée (mm)

El Kantara El Haï 1170 1968-1995 11 Fontaine des gazelles El Haï 1730 9 Djemorah Djemorah 7950 1972-1978 20 Mchouneche El Abiod 1050 1971-1994 11 Foum El Gherza El Abiod 1300 1947-1965 26 Khangat Sidi Naji El Arab 2800 1972-1995 14 Aïn Babouche Cheria 1973-1995 14 Tadjmout Mzi 2070 5 Djorf Torba Guir 22000 8 Kheneg El Araouia Seggueur 3900 1974-1977 13 Brezina Seggueur 3680 1974-1986 7 Aïn El Hadjadj Rhouiba 2800 1973-1994 7

104

BRL (1998a) notera toutefois que ces données ne sont pas homogènes à cause des périodes d’observations différentes et les variations de superficies des bassins-versants. Elles ont, néanmoins, permis d’attribuer à chaque bassin-versant de la zone de ruissellement (Atlas saharien) une fourchette de valeur pour la lame d’eau écoulée (Tableau 7-2). Tableau 7-2 : Estimation des écoulements de références par zone géographique (BRL, 1998a)

Lame d’écoulement annuel (mm)

Volume annuel écoulé (Mm3/an)

Zone géographique

Bassin-versant (Oueds)

Surface (Km2)

Estimation basse

Estimation haute

Estimation basse

Estimation haute

Mzab, Aurès, Nemencha

Aurès Nemencha 27930 7 14 196 391

Dj. Amor, Ouled Naïl

Oued Djedi 23900 3 8 72 191

Ksour O.El Melah, O.Mouila, O.Rharbi O.Namous

22200 5 8 111 178

Région de Béchar

O. Bechar 5800 1 3

Zouzfana Oued Zouzfana 16600 5 7

Djorf Torba O. Guir 22000 7 9 154 198 Total versant Sud Atlas saharien 118430 538 968

On aboutit ainsi à une estimation d’un apport ruisselé annuel de 500 à 1000 Mm3 (4 à

8mm) pour l’ensemble du versant sud de l’Atlas Saharien, de l’oued Guir aux Nemencha (BRL, 1998a). Si on se limite aux zones géographiques qui intéressent le domaine du SASS (Mzab, Aurès, Nemencha, Dj. Amor, Ouled Nail et Ksour), le volume écoulé annuel s’établit entre 389 Mm3 (estimation basse) et 760 Mm3 (estimation haute).

Sur le Dahar, la contribution de FERSI (1979b) est précieuse. Mettant à profit

l’observation du ruissellement sur huit bassins de Tunisie centrale et méridionale (tableau 7-3), FERSI a établi une formule empirique valable en climat aride, qui relie la lame ruisselée à la pluviométrie (moyenne annuelle) et aux caractéristiques physiographiques résumées par la pente moyenne. Ajustée sur les points expérimentaux, l’équation de FERSI s’écrit :

Lr = 0.017 * P . IG avec Lr : lame ruisselée moyenne annuelle en mm

P : pluie moyenne annuelle en mm IG : pente moyenne du bassin en m/km Cette formule a permis à FERSI (1979b) de proposer des estimations du

ruissellement moyen sur l’ensemble des bassins-versants du Sud tunisien.

Tableau 7-3 : Ruissellement sur les bassins-versants du Sud tunisien

Bassin-versant S (km2) IG(m/km) P (mm) Lr (mm) Oued El Hamma 735 4.8 160 6.1Oued Chaffar 240 3.6 170 5.5Oum Ezzessar à Koutine 285 16.5 180 12.5Oued Gabès pont GP1 88 10.8 180 11.5Oued Zita 3.4 30 170 17.1Oued Merguellil à Haffouz 675 13 380 22.7Oued Hatteb à Ain Saboun 813 13 400 24Oued Zeroud à Kt-Zazia 2200 6.6 320 15

105

7.1.1. Application à l’estimation du ruissellement sur l’Atlas saharien On peut définir huit bassins-versants principaux (bassins-versants 1 à 8, Fig.6-1) qui

descendent de l’Atlas Saharien en direction de la zone d’influence du SASS : Parmi ces bassins, deux ont fait l’objet d’observations hydrométriques : il s’agit de

l’Oued Namous à Hassi Mamoura, et de l’Oued Seggeur à la station de Brézina. Nous allons utiliser ces observations, rapportées par BRL (1998a), pour vérifier si la formule de FERSI est applicable dans les conditions de l’Atlas saharien.

Pour chaque bassin-versant, on détermine l’indice de pente globale IG donné par la relation :

IG = L

HH minmax− avec :

La pluie moyenne est obtenue

par interpolation (linéaire pondérée par l’inverse des distances) des isohyètes de DUBIEF (1953) qui fournit une surface discrétisée en cellules de 5x5 km. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur sur un bassin-versant donné fournira la pluie moyenne pondérée sur ce bassin.

La grille de pluies correspondant à la surface du bassin-versant de l’oued Namous en amont de Hassi Mamoura (8910 km2) est portée sur la Fig.7-1. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-2) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 189 mm. Avec une pente moyenne IG de 8.17 m/km, la lame d’eau calculée est de 8.85 mm soit un volume de 79 Mm3.

La grille de pluies correspondant à la surface du bassin-versant de l’oued Seggeur à

Brezina (3905 km2) est portée sur la Fig.7-3. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-4) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 245 mm. Avec une pente moyenne IG de 12.1 m/km, la lame d’eau calculée est de 13.97 mm soit un volume de 55 Mm3.

Fig.7-2 : Histogramme de pluie moyennesur le bassin-versant de l’Oued Namous enamont de Hassi Mamoura

Fig.7-1 : Plages depluie moyenne surle bassin-versantde l’Oued Namousen amont de HassiMamoura

Fig.7-4 : Histogramme de pluie moyenne sur le bassin-versant de l’oued seggeur à Brezina

Fig.7-3 : Plages depluie moyenne surle bassin-versantde l’oued seggeurà Brezina

Hmax : Altitude maximum Hmin : Altitude minimum L : longueur du réctangle équivalent de l’oued

Brezina

Hassi Mamoura

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

106

Dans le tableau 7-4 figurent à la fois les données d’observation concernant ces deux derniers oueds et les valeurs annuelles de ruissellements moyens correspondantes calculées par la formule de FERSI. Tableau 7-4 : Ruissellements observé et calculé

Bassin-versant Pmoy (mm)

IG (m/km)

Lr (mm) CALCULEE

(FERSI)

Lr (mm) OBSERVEE

(BRL) S (km2)

Vr (Mm3) CALCULE (FERSI)

Vr (Mm3) OBSERVE

(BRL) Oued Namous à Hassi Mamoura 189 8.17 8.85 7 8910 79 62Oued Seggeur à Brezina 245 12.1 13.97 13 3905 55 50

Le résultat obtenu est extrêmement favorable. La formule de FERSI, valable pour deux grands oueds de l’Atlas saharien, peut donc être appliquée à tous les bassins-versants de l’Atlas saharien (bassins-versants 1 à 8).

Pour l’ensemble du bassin-versant de l’oued Namous (19052 km2) la grille de pluies correspondante est présentée sur la Fig.7-5. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-6) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 128 mm. Avec une pente moyenne IG de 4.09 m/km, la lame d’eau calculée est de 4.24 mm soit un volume de 81 Mm3.

Pour l’ensemble du bassin-versant de l’oued seggeur (8900 km2) la grille de pluies correspondante est présentée sur la Fig.7-7. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-8) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 154 mm. Avec une pente moyenne IG de 7.1 m/km, la lame d’eau calculée est de 6.73 mm soit un volume de 60 Mm3.

En procédant de la même manière, les ruissellements calculés sur les bassins-versants de l’Atlas saharien sont présentés ci-après (tableau 7-5) :

Fig.7-6 : Histogramme de pluie moyenne sur le bassin-versant de l’Oued Namous

Fig.7-5 : Plages depluie moyenne sur lebassin-versant del’Oued Namous

Fig.7-8 : Histogramme de pluie moyenne sur le bassin-versant de l’Oued seggeur

Fig.7-7 : Plages depluie moyenne sur lebassin-versant del’Oued seggeur

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

107

Tableau 7-5 : Ruissellements calculés sur les bassins-versants de l’Atlas saharien

Bassin-versant Pmoy (mm)

IG (m/km) Lr (mm) S (km2)

Vr (Mm3)

Oued Namous (ensemble du bassin) 128 4.09 4.24 19052 81O.Namous à hassi Mamoura 189 8.17 8.85 8910 79Oued El Rharbi 159 4.72 5.66 14600 83Oued Seggeur (ensemble du bassin) 154 7.1 6.73 8900 60Oued Seggeur à Brezina 245 12.1 13.97 3905 55Oued El Mazar 78 2.22 1.90 10590 20Oued Zergoun 113 3.93 3.67 15729 58Oued Mehaiguene 100 1.3 1.87 10581 20Oued Djedi 177 2.71 4.78 26068 124

ATL

AS

SA

HA

RIE

N

Oued Saoura 114 3.76 3.62 58447 212 Total Atlas (Saoura non compris) 446

On constate que pour les deux bassins-versants de l’oued Namous et de L’oued

Seggeur, pratiquement tout le ruissellement s’effectue dans les bassins-versants effectifs : en amont de Hassi Mamoura pour l’oued Namous, de Brezina pour l’oued Seggeur. Cette quantification du ruissellement sur les versants de l’Atlas saharien (446 Mm3) cadre avec la fourchette des écoulements annuels de référence définie par BRL (1998) sur l’Atlas saharien (tableau 7-2), à savoir entre 389 Mm3 et 760 Mm3.

7.1.2. Application à l’estimation du ruissellement sur l’ensemble du bassin du SASS

La formule de FERSI peut donc être élargie aux autres bassins-versants du Sahara septentrional (Dahar, Aurès, Gharsa, Mzab, Nefusa et Sawfajjin). En première analyse, Nous avons pu dénombrer plus d’une quarantaine de bassins-versants au Sahara septentrional (Fig.7-9).

108

Fig.7-9 : Carte des bassins-versants du Sahara septentrional

Dénomination des bassins-versants : 1 : Oued Béchar – Saoura 9 : Oued Biskra 17 : Oued Zegrir 25 : Oued Djoua 34 : Oued Tanarout 43 : Zone 7 : Oued Jadu 2 : Oued Namous 10 : Oued Biraz 18 : Oued N’sa 26 : Oued Ech Cheguig 35 : Oued Dranet 44 : Zone 8 : Oued Nalut 3 : Oued Rharbi 11 : Oued El Arab 19 : Oued M’zab 27 : Oued Mya 36 : Oued El Abed-Igharghar 45 : Oued Sawfajjin 4 : Oued Mazar 12 : Oued Djedah 20 : Oued Metlili 28 : Oued In Sakki 37 : Zone 1 : Oued Al Hiram 5 : Oued Seggeur 13 : Oued El Melah 21 : Oued Touil 29 : Oued Hallouf 38 : Zone 2 : Bin Ghashir 6 : Oued Zergoun 14 : Oued Ittel 22 : Oued Fahl 30 : Secteur Mahbes 39 : Zone 3 : Oued Ramil 7 : Oued Mehaiguène 15 : Oued Rtem 23 : Oued Gouiret Moussa 31 : Secteur Lisseri 40 : Zone 4 : Oued Kaam 8 : Oued Djedi 16 : Oued Attar 24 : Oued Djafou 32 : Secteur Djeneiene 41 : Zone 5 : Oued Majir

1 2

3 4

56

7

8

9

10

11 12 13

14 15

16

17 18

19 20

21 22

23

24

25

2627

28

29

3031

32

33

34

3536

3738

39

40 41

424344 45

7.1.2.1. Zone du Dahar Sur le Dahar tunisien, les bassins-versants ont été regroupés par secteurs. Chacun

contenant plusieurs sous-bassins des oueds (BV 29 à 33). Pour les secteurs des oueds Mahbes, Lisseri, Djeneïene et Tiaret le volume moyen ruisselé a été évalué par FERSI (1979b) à 26 Mm3/an.

Pour le secteur de l’oued Hallouf, (3396 km2) la grille de pluies correspondante est présentée sur la Fig.7-10. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-11) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 130 mm. Avec une pente moyenne IG de 6.28 m/km, la lame d’eau calculée est de 5.34 mm soit un volume de 18 Mm3.

7.1.2.2. Zone des Aurès Nous regroupons sous le nom des Aurès les bassins-versants des oueds Biskra,

Biraz, El Arab et El Djerah (BV 9 à 12). L’application du même procédé à ces bassins-versants a permis d’évaluer le volume moyen ruisselé à 186 Mm3/an.

7.1.2.3. Zone du Gharsa La zone du Gharsa comprend le bassin-versant de l’oued El Melah (BV. 13).

L’application de la formule de FERSI donne un volume moyen ruisselé de 94 Mm3/an.

7.1.2.4. Zone du Mzab La zone du Mzab comprend les bassins-versants des oueds descendant de la

dorsale du Mzab et ses alentours (BV. 14 à 28). Pour l’ensemble de ces bassins, le volume ruisselé calculé s’établit à 136 Mm3/an.

7.1.2.5. Zone du Tinrhert et Hamada Nous groupons dans cette zone les bassins-versants de l’oued Tanarout, de l’oued

Tamedjelt et celui des oueds EL Abed et Igharghar (bassins-versants 34 à 36). Pour cette zone, le volume ruisselé calculé est de 31 Mm3/an.

7.1.2.6. Zone J. Nefusa – Wadi Sawfajjin En Libye, les bassins-versants descendant du J. Nefusa et ceux du nord-est du

domaine ont été regroupés en zones (GEFLI, 1972). Chaque zone contenant plusieurs sous-bassins des oueds. Huit zones ont ainsi été définies :

Pour la zone 1, dite zone de l’oued Hiram (2565 km2) la grille de pluies correspondante est présentée sur la Fig.7-12. Le décompte sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-13) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 224 mm. Avec une pente moyenne IG de 19.23 m/km, la lame d’eau calculée est de 16.10 mm soit un volume de 41 Mm3.

Fig.7-11 : Histogramme de pluie moyenne sur le secteur de l’oued Hallouf

Fig.7-10 : Grille de pluie moyenne sur le secteur de l’oued Hallouf

Fig.7-13 :Histogramme de pluiemoyenne de la zonede l’Oued Hiram

Fig.7-12 : Grille depluie moyenne de lazone de l’OuedHiram

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

110

L’application de ce procédé aux 8 zones a permis d’évaluer le ruissellement sur ces bassins-versants à 133 Mm3/an. Le même calcul donne pour le bassin-versant de l’oued Sawfajjin un volume moyen ruisselé de 50 Mm3/an.

Le Tableau 7-6 ci-après résume le ruissellement moyen annuel calculé sur le Dahar, les Aurès, Chott Gharsa, la dorsale du M’zab, la zone Tinrhert - Hamada et le Nord et nord-est de la Libye.

Tableau 7-6 : Ruissellements calculés sur les bassins-versants du SASS

Bassin-versant

Pmoy (mm)

IG (m/km)

Lr (mm)

S (km

2)

Vr (Mm

3)

Secteur O. Hallouf 130 6.28 5.34 3396 18Secteur O. Mahbès 6Secteur O. Lisseri 3.5Secteur O. Djeneiene 11.2Secteur O. Tieret

Calculés par FERSI (1979b)

5.4

Total DAHAR 44Oued Biskra 186 20 13.66 2800 38Oued Biraz(ou Abiod) 175 25 14.35 1100 16Oued El Arab 206 16 13.51 3100 42Oued El Djerah 174 13.21 10.36 8650 90

Total AURES 186Oued El Melah 160 8.72 7.75 12156 94

Total GHARSA 94Oued Ittel 95 3.44 2.89 5000 14Oued Rtem 103 3.26 3.05 4500 14Oued Attar 88 3.08 2.54 8000 20O. Zegrir 108 2.97 3.06 4100 13O. N'sa 85 2.54 2.22 7800 17O. M'zab 66 2.49 1.71 5000 9O. Metlili 59 3.72 1.88 1700 3O. Touil 42 2.53 1.10 6326 7O. Fahl 37 2.47 0.96 5777 6O. Gouiret Moussa 35 1.09 0.59 2755 2O. Djafou 33 1.58 0.68 1790 1O. Djoua 26 3 0.74 8106 6O. Ech Cheguig 28 0.95 0.44 19407 9O. Mya 23 1.43 0.44 21972 10O. In Sekki 23 1.49 0.46 11113 5

Total DORSALE MZAB 136

111

Tableau 7-6 (suite) : Ruissellements calculés sur les bassins-versants du SASS

En conclusion, on peut estimer, en toute première analyse, que l’ensemble du ruissellement interannuel moyen sur le SASS serait de l’ordre de 1 milliard de m3/an. Si nous considérons que 30% du ruissellement s’infiltre (NAZOUMOU, 2002), l’apport aux nappes à partir du ruissellement dans les oueds s’élèverait à 336 Mm3/an (Tableau 7-7). Tableau 7-7 : Infiltration à partir du ruissellement dans les oueds (Mm3/an) Bassins-versants Ruissellement dans les oueds Infiltration Atlas saharien 446 133.8 Dahar 44 13.2 Aurès 186 55.8 Gharsa 94 28.2 M’zab 136 40.8 Tinrhert + Hamada 31 9.3 Nefusa 133 39.9 Sawfajjin 50 15 Total 1120 336

Si l’on considère que 30% des écoulements de référence de l’Atlas, mentionnés sur le tableau 7-2 s’infiltrent, le volume infiltré dans l’Atlas se situerait dans une fourchette de 116.7 à 228 Mm3/an. Le volume infiltré calculé pour l’Atlas saharien (133.8 Mm3/an) cadre bien avec la fourchette définie par BRL (1998a).

7.2. Aires de recharge et infiltration directe aux affleurements Les éventuelles aires de recharge actuelle (infiltration de pluies) ont été définies sur la

base de la carte des isohyètes par DUBIEF (1959) et FANTOLI (1967), en supposant que seuls les affleurements avec une pluie moyenne supérieure à 100 mm pourraient être considérés comme zones de recharge (IDROTECNECO, 1982b). Selon ce critère, seules les zones de l’Atlas saharien, du Dahar et du Nefusa participeraient à l’alimentation des nappes du Sahara septentrional.

Dans ce qui suit, nous essayons de calculer les débits infiltrés directement aux affleurements perméables utiles (définis au chapitre 5), à partir des eaux de pluies indépendamment de la quantité précipitée. Car même avec des moyennes interannuelles faibles, les autres aires d’alimentation possibles sont parfois le siège de pluies exceptionnelles qui contribuent à restituer (ou augmenter) la ressource. Nous avons ainsi, pu définir plus d’une douzaine de zones de recharge potentielle sur les affleurements du CI et du CT (Fig.7-14).

Bassin-versant

Pmoy (mm)

IG (m/km)

Lr (mm)

S (km

2)

Vr (Mm

3)

O. EL Abed-Igharghar 19 1.89 0.43 23491 10O. Tamedjelt 24 1.43 0.47 26986 13O. Tanarout 22 1.76 0.48 38084 18Tinrhert + Hamada 31Zone 1 : Oued Al Hiram 224 19.23 16.10 2565 41Zone 2 : Bin Ghashir 301 12.51 17.43 335 6Zone 3 : Oued Ramil 296 13.56 17.88 1297 23Zone 4 : Oued Kaam 178 5 6.51 2636 17Zone 5 : Oued Majir 126 3.19 3.67 431 2Zone 6 : Bir Ayad 196 32.29 18.22 838 15Zone 7 : Oued Jadu 172 20.26 12.68 1275 16Zone 8 : Oued Nalut 134 19.61 9.73 1255 12Nefusa 133BV_Sawfajjin 81 2.53 2.11 23468 50

112

Fig.7-14 : Affleurements perméables utiles des formations aquifères 1 : Atlas saharien 5 : Dahar 9 : Mzab 13 : Miopliocène-Erg Oriental 2 : Grand erg occidental 6 : Nefusa 10 : Tademait 3 : Tidikelt-Touat-Gourara 7 : Nord des chotts Algérie 11 : Tunisie-Libye 4 : Tinrhert 8 : Nord des chotts Tunisie 12 : Sud Libye

Pour chaque zone de recharge potentielle, nous avons délimité les affleurements perméables utiles. La pluie moyenne correspondante y est obtenue par interpolation (linéaire pondérée par l’inverse des distances) des isohyètes de DUBIEF (1953) qui fournit une surface discrétisée en cellules de 5x5 km. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur sur une aire de recharge donnée fournira la pluie moyenne pondérée sur cette surface. Nous présentons ci-dessous quelques exemples de calcul de l’infiltration directe à partir de la pluie.

7.2.1. Nappe du CI 7.2.1.1. Grand erg occidental

Pour le grand erg occidental, la grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles (87533 km2) est portée sur la Fig.7-15. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur (Fig.7-16) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 38 mm ; soit un volume moyen de 3326 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 33.26 Mm3/an.

Fig.7-15 : Grille de Pluie sur le GrandErg Occidental

1

2

3 4

5

6

7

9

10

11

8

12

13

Fig.7-16 : Histogramme de pluie sur le Grand Erg Occidental

Nombre de valeurs

Classe

113

7.2.1.2. Atlas saharien

La grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles (23302 km2) est portée sur la Fig.7-17. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur (Fig.7-18) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 218 mm ; soit un volume moyen de 5080 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 50.80 Mm3/an.

7.2.1.3. Tinrhert – sud Libye La grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles

(28129 km2) est portée sur la Fig.7-19. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur (Fig.7-20) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 14 mm.

Les oueds du Tinrhert sont susceptibles de couler et leurs crues sont suffisamment importantes et fréquentes pour faire du Tinrhert un pays de pâturages intermittents appréciés par les Touaregs Ifoghas (DUBIEF, 1953) ; et ce, malgré la faible moyenne pluviométrique interannuelle. Ce versant peut donc être considéré comme un bassin d'alimentation assez important pour certaines nappes aquifères du bassin du Melrhir.

Le volume moyen précipité peut s’établir à 394 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 3.94 Mm3/an.

Le résultat de l’application de ce principe à tous les affleurements perméables utiles du CI est porté sur le tableau 7-8 ci-dessous.

Fig.7-17 : Grille de pluie sur l’Atlas saharien

Fig.7-18 : Histogramme de pluie sur l’Atlas saharien

Fig.7-19 : Grille de pluie sur la zone Tinrhert – sud Libye

Fig.7-20 : Histogramme de pluie de la zone Tinrhert – sud Libye

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

114

Tableau 7-8 : Infiltration directe dans les affleurements perméables utiles du CI

L’infiltration directe dans les affleurements perméables utiles du CI se situerait entre 99 Mm3/an pour un coefficient d’infiltration de 1% et 992 Mm3/an pour un coefficient d’infiltration de 10% .

7.2.2. Nappe du CT 7.2.2.1. Zone sud de Dahar et J. Nefusa (Tunisie-Libye)

La grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles du Sénonien carbonaté (40329 km2) est portée sur la Fig.7-21. Le décompte, sur l’histogramme, des cellules de même valeur (Fig.7-22) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 56.82 mm ; soit un volume moyen de 2291 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 22.91 Mm3/an.

7

.2.2.2. Zone de Mzab La grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles du

Sénonien carbonaté (9328 km2) est portée sur la Fig.7-23. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur (Fig.7-24) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 48 mm ; soit un volume moyen de 448 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 4.48 Mm3/an.

CONTINENTAL INTERCALAIRE

Nappe Zone Surface (km2)

Pluie moyenne (mm)

Vmoyen (Mm3/an)

Vi = 1% Vmoyen

Vi = 10% Vmoyen

CI Atlas Saharien_CI 23302 218 5080 50.80 507.98CI Adrar Ben Drich-Tinrhert 28129 14 394 3.94 39.38CI Tidikelt-Touat-Gourara 55855 15 838 8.38 83.78CI Grand Erg Occidental 87533 38 3326 33.26 332.63CI Nefusa-Yefren 585 217 127 1.27 12.69CI Dahar Tataouine 1157 130 150 1.50 15.04Total CI 9915 99 992

Fig.7-21 : Grille de pluie sur la zone sud de Dahar et J. Nefusa (Tunisie-Libye)

Fig.7-22 : Histogramme de pluie de la zone Tinrhert – sud Libye

Fig.7-23 : Grille depluie des affleurementsdu Sénonien carbonatésur le Mzab

Fig.7-24 : Histogramme de pluie desaffleurements du Sénonien carbonaté surle Mzab

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

115

7.2.2.3. Zone de Tademaït La grille de pluies correspondant à la surface des affleurements perméables utiles du

Sénonien carbonaté sur le Tademaït (22721 km2) est portée sur la Fig.7-25. Le décompte sur l’histogramme des cellules de même valeur (Fig.7-26) sur cette aire fournit une pluie moyenne de 24 mm ; soit un volume moyen de 545 Mm3/an. En supposant que le coefficient d’infiltration est de 1 %, on peut estimer le volume infiltré dans la nappe à 5.45 Mm3/an.

Les résultats de calculs dans les affleurements perméables utiles par zone de recharge de la nappe du CT (Sénonien carbonaté, Miopliocène et Turonien) sont consignés dans les tableaux 7-9 et 7-10. Tableau 7-9 : Infiltration directe sur les affleurements perméables utiles du Sénonien carbonaté

COMPLEXE TERMINAL

Nappe Zone Surface (km2)

Pluie moyenne (mm)

Vmoyen (Mm3/an)

Vi = 1% Vmoyen

Vi = 10% Vmoyen

Sen-C Limite Nord des chotts algériens 2582 151 390 3.90 38.99

Sen-C Mzab 9328 48 448 4.48 44.77Sen-C Tadmaït 22721 24 545 5.45 54.53Sen-C Tinrhert 27943 28 782 7.82 78.24Sen-C Tunisie-Libye_Dahar 36419 62 2258 22.58 225.8Sen-C Tunisie-Libye_Nefusa 15300 64 979 9.79 97.9Sen-C Sud Libye 1036 29 30 0.30 3.00Sen-C Dahar Matmata 208 89 19 0.19 1.85Sen-C Nord des chotts tunisiens 0 0.00 0.00Total Sen-C 188833 5455 55 545

MPL Miopliocène et Grd Erg Oriental 197255 40 7890 78.90 789.02

TOTAL SenC + MPL 13341 133 1334 Tableau 7-10 : Infiltration directe sur les affleurements perméables utiles du Turonien

TURONIEN

Nappe Zone Surface (km2)

Pmoy (mm)

Vmoy (Mm3/an)

Vi = 1% Vmoy

Vi = 10% Vmoy

Tu Mzab 1097 43 47 0.47 4.72 Tu Tadmaït 260 27 7 0.07 0.70 Tu Tinrhert 360 20 7 0.07 0.72 Tu Nefusa-Khums 2040 185 377 3.77 37.74 Tu Nefusa-Yefren 2315 166 384 3.84 38.43 Tu Dahar Tataouine 1500 109 164 1.64 16.35 Total Tu 987 9.87 98.66 TOTAL CT SenC + MPL + Tu 14451 145 1445

Fig.7-26 : Histogramme de pluie desaffleurements du Sénonien carbonatésur le Tademait

Fig.7-25 : Grille de pluie desaffleurements du Sénoniencarbonaté sur le Tademaït

Nombre de valeurs

Classe

116

En première analyse, on peut donc encadrer l’infiltration directe dans les affleurements perméables utiles des nappes du CI et du CT. Le volume total d’eau précipité dans les affleurements perméables utiles du CI et du CT serait, d’après ces calculs, de 24243 Mm3/an. Les coefficients d’infiltration de 1 ou 10% ne sont là que des hypothèses de travail. En effet, Ils pourraient varier d’une région à une autre et sont fortement liés aux caractéristiques physiques du terrain. Conclusion

Les pluies sahariennes peuvent donner lieu à des ruissellements importants observés, de nos jours, au Sahara. Une grande partie de ces eaux s'infiltre dans les lits des oueds ou s'étale dans les régions d'épandage avant de s’infiltrer dans les formations aquifères affleurantes. La quantification de l’infiltration n’est pas aisée. Toutefois, il a été possible d’établir des ordres de grandeur aux zones de recharge des nappes, par le calcul de l’infiltration à partir des eaux de pluie et de celle qui provient des eaux de ruissellements.

117

Chap.8 : CONDITIONS HYDRODYNAMIQUES DE LA RECHARGE DU SASS

Introduction

Nous avons vu dans les chapitres précédents que les conditions géologiques et hydrologiques du Sahara septentrional offrent des possibilités de recharge des nappes aquifères dans leur zone d’affleurement. Dans ce chapitre, nous essayerons de montrer la faisabilité hydrodynamique de ce phénomène par le calcul des flux de transit aux zones d’alimentation. Ceux-ci sont donnés, en régime permanent, par la loi de Darcy. Nous utiliserons les cartes piézométriques, en régime permanent du CI et du CT, élaborées dans le cadre du projet SASS (OSS, 2003a et 2003b).

8.1. Piézométrie des nappes du Sahara septentrional L’exploitation des nappes du Sahara septentrional est restée relativement faible

jusqu’au début des années 50. Nous considérons en conséquence que la situation des nappes en 1950 peut représenter un état piézométrique naturel et permanent, non influencé par les pompages. Pour élaborer les cartes piézométriques du CI et du CT, les données publiées dans les études précédentes ont été mises à contribution ; et ce, bien que les mesures piézométriques ne correspondent que rarement à la date 1950.

8.1.1. Piézométrie du Continental intercalaire Les études de CORNET (1964), ERESS (1972b), PALLAS (1978b), GEOMATH

(1994), ont ainsi été mises à contribution pour l’élaboration de la carte piézométrique du Continental intercalaire (fig.8-1). Cette carte définit les écoulements de la nappe du Continental Intercalaire à l’état « naturel », peu ou pas influencé par les pompages. L’examen de la carte piézométrique de référence du CI (Fig.8-1) met en évidence les zones d’alimentation, indiquées par les directions d’écoulement. Il s’agit :

du piémont sud atlasique au Nord-Ouest, du Tinrhert au Sud du Dahar à l’Est du J. Nafusa au Nord-Est du J. Hassawna où la piézométrie du Kikla se raccorde parfaitement à la

piézométrie de la nappe du Cambro-Ordovicien qui présente, sur le Jebel Hassawna, un dôme à la cote 350 m drainé vers le Sud, par le Wadi ash Shati et vers le nord par la nappe du Continental Intercalaire.

Les zones exutoires, suggérées par les points d’aboutissement des lignes de courant dessinées par la carte piézométrique sont :

le Touat-Gourara et le Tidikelt, l’exutoire tunisien marqué par la faille d’El Hamma, l’exutoire libyen au niveau de Ain Tawargha.

L’anomalie piézométrique, sur la dorsale d’Amguid, ne peut être expliquée que par une drainance verticale vers le Complexe Terminal, à travers les failles de cette zone.

118

Fig. 8-1 : Carte piézométrique de référence du Continental Intercalaire (OSS, 2003a et b))

8.1.2. Piézométrie du complexe terminal

Comme pour le CI, la construction de la carte piézométrique du Complexe Terminal est le résultat de l’accumulation des contributions successives élaborées depuis quarante ans, depuis la publication par CORNET (1964) de la première carte piézométrique couvrant tout le « Continental Terminal » du Sahara. Parmi les contributions les plus significatives, on peut citer notamment BEL et CUCHE (1969), le Projet ERESS (1972c), LEVASSOR (1975), GEFLI (1978), PALLAS (1978b), IDROTECNECO (1982b), SRIVASTAVA (1981), ARMINES-ENIT (1984), MAMOU (1990), GEOMATH (1994). L’ensemble de ces travaux a permis de dresser une carte piézométrique « initiale » ou encore peu influencée, à l’échelle du bassin du Sahara septentrional (fig.8-2). Les valeurs ponctuelles relativement anciennes, ayant servi à cet effet, proviennent des références qui précèdent, des archives des services nationaux et de la base de données du projet SASS.

Cette piézométrie a intéressé, en Algérie et en Tunisie, les formations calcaires sénoniennes et éocènes ainsi que les sables du Pontien (Oued Rhir et Djérid). La piézométrie de ces formations, assez souvent en relais hydrogéologiques, se raccorde parfaitement et permet d’avoir la continuité de l’écoulement souterrain en passant d’une zone à l’autre (OSS, 2003). En Tunisie, la piézométrie des calcaires du Turonien se confond dans la région de la presqu’île de Kébili avec celle des calcaires sénoniens. En Algérie, en dehors de la région de Hassi Messaoud, le Turonien n’est pas un bon aquifère. En Libye, la piézométrie du CT concerne plutôt les calcaires et dolomies de la formation Nalut (Turonien) et parfois de la formation Mizdah (Sénonien). L’examen de la carte piézométrique du CT (Figure 8-2) met en évidence les zones d’alimentation des nappes du CT, à savoir :

l’Atlas saharien au Nord-Ouest, le Dahar à l’Est, le J. Nafusa au Nord-Est, le Tinrhert au Sud.

Les zones exutoires sont principalement centrées sur les Chotts algéro-tunisiens (Chotts Marouan-Melrhir en Algérie et Gharsa-Djérid en Tunisie) et sur le Golfe de Syrte entre Misrata et Buwayrat Al Hasun.

450

: Direction d’écoulement

: Courbe piézométrique

119

Fig. 8-2 : Carte piézométrique de référence du Complexe Terminal (OSS, 2003a et b)

8.2. Flux de transit aux zones de recharge du Continental intercalaire

8.2.1. Atlas et Grand Erg Occidental

Ne disposant pas de points de mesures, nous avons été amené à utiliser les niveaux statiques reportés sur les cartes géologiques au 1/500 000e de Kerzaz et de Béchar. La piézométrie a été calculée à partir d’un MNT (modèle numérique du terrain). Nous portons sur la figure 8-3 ci-dessous l’allure des courbes piézométriques. Fig.8-3 : Piézométrie du CI dans le bassin de l’Erg occidental

La piézométrie de la nappe du CI montre, dans le sous-bassin du Grand Erg Occidental, un écoulement de l’atlas saharien vers le Sud et Sud-Ouest. Les eaux d’infiltration transitent par le Gourara, Touat et Tidikelt avant de se perdre ou être collectées aux exutoires constitués par les Foggaras.

Pour caractériser l’hydrodynamique de ces zones, nous nous proposons de calculer les flux de transit de l’Atlas saharien vers l’Erg occidental, à travers la section A et B de l’isopièze 600 (Fig.8-3).

450

: Direction d’écoulement

: Courbe piézométrique

A

B2° 0° 2°

32°

31°

30°

Limite de la nappe du CI

120

Le flux de transit est donné par l’équation de Darcy qui s’écrit : Q = T * i * L Avec : Q : le débit T : la transmissivité de la formation aquifère L : la largeur du front de la nappe i = ∆h/l : est le gradient hydraulique où ∆h est la différence de charge hydraulique entre deux points situés sur la même direction d’écoulement et distants d’une longueur l.

Il n'y a pas eu d'essai permettant de mesurer la transmissivité dans l'Erg Occidental. Tout au plus sait-on que 3 sondages ont permis d'obtenir une dizaine de l/s pour un rabattement de l'ordre du mètre, mais pour une pénétration variable dans l'aquifère (Hal HI -GK101 -Hassi lukhal). La transmissivité correspondante serait de l'ordre de quelque 10-2 rn2/s (SOGREAH, 1970). Le débit calculé, à travers la section AB, est consigné dans le tableau 8-1 ci-dessous. Tableau 8-1 : Flux de transit dans l’Erg occidental Section AB

(isopièze 600) T (m2/s) 1 .10-2

i 1,6/1000 L (m) 530000 Q (m3/s) 8,48

Il ressort de ces calculs que 8.48 m3/s, provenant de l’Atlas saharien, rentrent dans la lisière de l’Erg occidental.

8.2.2. Le Dahar

La piézométrie du Dahar montre un écoulement d'Est en Ouest. Les flux de transit sont calculés à travers les sections AB et CD des isopièzes 315 et 320.

Selon la section AB, la transmissivité est de 18,5. 10-3 m2/s (moyenne des transmissivités de la région de Bir Amir (T = 44. 10-3 m2/s) et celles de la région Borj el Baff et Beni Guendil (T=5,7. 10-3 m2/s). Selon la section CD, la transmissivité est de 5.10-3 m2/s (moyenne des transmissivités de la région de Borj el Baff (T = 5,7.10-3 m2/s), du sondage Bir Zar et celle du sondage Makhrouga2 (YAHYAOUI, 1996). Les débits calculés aux sections AB et CD (Fig.8-4) sont consignés dans le tableau 8-2. Le flux de transit sur le Dahar peut être établi dans l’ordre de 0.3 m3/s. Tableau 8-2 : Flux de transit sur le Dahar Section AB

(isopièze 315) Section CD (isopièze 320)

T (m2/s) 18,5 . 10-3 5 .10-3

i 0,12 /1000 0,16 /1000 L (m) 112000 69000 Q (m3/s) 0,248 0,055

Fig.8-4 : Piézométriedu CI du Dahar

B C

D

A33°

32°

10° 11°

121

8.2.3. Le J. Nefusa

La piézométrie montre au J. Nefusa un écoulement du Nord vers le Sud. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 350 (Fig.8-5).

Suivant la section AB, la transmissivité peut être assimilée à la moyenne des transmissivités des forages T125/81 (T=9,2 .10-3 m2/s) et T126/81 (T= 28 .10-3 m2/s), soit 18,6. 10-3 m2/s. Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-3. Tableau 8-3 : Flux de transit Au J. Nefusa Section AB

(isopièze 350) T (m2/s) 18,6. 10-3

i 0,25/1000 L (m) 154000 Q (m3/s) 0,716

8.2.4. Le Tinrhert

La piézométrie montre dans la zone du Tinrhert un écoulement du Sud vers le Nord. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 400 (Fig.8-6).

Les transmissivités, dans cette partie du système, sont comprises entre 0.5 et 5.10-3 m2/s, (OSS, 2003a). En adoptant une valeur moyenne de 2.75.10-3 m2/s, le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-4. Tableau 8-4 : Flux de transit dans le Tinrhert Section AB

(isopièze 400) T (m2/s) 2.75. 10-3

i 0,5 /1000 L (m) 221000 Q (m3/s) 0,303

8.3. Flux de transit aux zones de recharge du CT

8.3.1. L’Atlas saharien

La piézométrie du CT montre dans la zone de l’Atlas saharien un écoulement du Nord-Ouest vers le Sud-Est et de l’Ouest vers l’Est. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 400 (Fig.8-7).

Dans cette zone, les forages situés dans la région de Tolga et Biskra donnent des transmissivités comprises entre 2. 10-3 et 7. 10-3 m2/s (SCET, 1972). Nous adoptons la valeur moyenne de 4,5 .10-3 m2/s. Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-5.

Fig.8-5 : Piézométrie du CI au J.Nefusa

Fig.8-6 : Piézométrie du CI dansle Tinrhert

A

B

11°

32°

12°

A

B

29° 11° 9° 10°

28°

122

Tableau 8-5 : Flux de transit dans la zone Atlas saharien Section AB

(isopièze 400) T (m2/s) 4.5. 10-3

i 3 /1000 L (m) 220000 Q (m3/s) 2,97

8.3.2. Le Dahar

La piézométrie du CT montre dans la zone du Dahar un écoulement de l’Est vers l’Ouest. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 150 (Fig.8-8).

Les transmissivités des nappes alluviales reposant sur les sables wealdiens sont comprises entre 0,5. 10-3 et 5. 10-3 m2/s. Nous utilisons la valeur moyenne pour calculer le débit transitant suivant la section AB (Fig.8-8 ; Tableau 8-6). Tableau 8-6 : Flux de transit dans la zone du Dahar Section AB

(isopièze 150) T (m2/s) 2.75. 10-3

i 1,7 /1000 L (m) 159000 Q (m3/s) 0,743

8.3.3. Le Jebel Nefusa

La piézométrie du CT montre dans la zone du J. Nefusa un écoulement du Nord vers le Sud. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 500 (Fig.8-9).

Nous utiliserons pour le Jebel Nefusa la transmissivité du forage WG-15, donnée par SRIVASTAVA (1981), qui est de 0,0996 .10-3 m2/s, le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-7. Tableau 8-7 : Flux de transit dans la zone du J. Nefusa Section AB

(isopièze 500) T (m2/s) 0.09. 10-3

i 4 /1000 L (m) 179000 Q (m3/s) 0,644

8.3.4. Zone de Mzab

La piézométrie du CT montre dans la zone du Mzab un écoulement de l’Ouest vers l’Est. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 300 (Fig.8-10).

Fig.8-7 : Piézométrie du CT de lazone Atlas saharien

Fig.8-8 : Piézométriedu CT de la zoneDahar

Fig.8-9 : Piézométrie du CT de lazone J. Nefusa

A

B

34°

33°

A

B

31°

32°

10°

A

B 12°11°

32°

31°

123

La transmissivité du CT dans cette zone est donnée par le forage Aïn Cheïkh de numéro 576F11, implanté dans les calcaires du Sénonien. Elle est de 15.10-3 m2/s. Le débit de transit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-8. Tableau 8-8 : Flux de transit dans la zone Mzab Section AB

(isopièze 300) T (m2/s) 15. 10-3

i 2.2 /1000 L (m) 100000 Q (m3/s) 3.3

8.3.5. Zone de Tademaït La piézométrie du CT montre dans la zone du Tademaït un écoulement du Sud-Ouest vers le Nord-Est. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 400 (Fig.8-11).

Dans cette zone, nous adoptons la transmissivité de 1,28.10-3 m2/s, donnée par SRIVASTAVA (1981). Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-9. Tableau 8-9 : Flux de transit dans la zone Tademaït Section AB

(isopièze 400) T (m2/s) 1,28 .10-3

i 2,5 /1000 L (m) 260000 Q (m3/s) 0,650

8.3.6. Zone Sud Libye-Tinrhert

La piézométrie du CT montre dans la zone du Tinrhert un écoulement du Sud vers le Nord. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 500 (Fig.8-12). Dans cette zone, nous utilisons la transmissivité adoptée par SRIVASTAVA (1981) qui est de 1,28.10-3 m2/s. Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-10. Tableau 8-10 : Flux de transit dans la zone Tinrhert Section AB

(isopièze 500) T (m2/s) 1,28. 10-3

i 2 /1000 L (m) 350000 Q (m3/s) 0,896

Fig.8-10 : Piézométrie du CTde la zone Mzab

Fig.8-11 : Piézométrie du CTde la zone Tademaït

Fig.8-12 : Piézométrie du CTde la zone Tinrhert

A

B

33°

32°

31°

3° 4°

A

B

4°

30°

5°

29°

28°

B

A

11° 13° 14°

29°

30°

124

8.3.7. Zone Nord des chotts algériens La piézométrie du CT montre, dans la zone Nord des chotts algériens, un écoulement du Nord vers le Sud. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 100 (Fig.8-13). Dans cette zone, la transmissivité donnée par le forage Ain Naga (36 G11) est de 1.10-3 m2/s (ERESS, 1972c). Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-11. Tableau 8-11 : Flux de transit dans la zone Nord des chotts algériens Section AB

(isopièze 100) T (m2/s) 1 .10-3

i 1.6 /1000 L (m) 150000 Q (m3/s) 0,240

8.3.8. Zone Nord des chotts tunisiens

La piézométrie du CT montre, dans la zone Nord des chotts tunisiens, un écoulement du Nord vers le Sud. Le flux de transit est calculé à travers la section AB de l’isopièze 75 (Fig.8-14).

Les transmissivités données par les forages Segdoud CT1, oued Naguess, oued Shili 1 et 2, se situent entre 5 et 9 10-3 m3/s (OSS, 2003a). Nous adopterons une transmissivité moyenne de 6.5 m3/s. Le débit calculé, suivant la section AB, est reporté dans le tableau 8-12. Tableau 8-12 : Flux de transit dans la zone Nord des chotts tunisiens Section AB

(isopièze 75) T (m2/s) 6.5 .10-3

i 1.2 /1000 L (m) 126000 Q (m3/s) 0.982

8.4. Synthèse des résultats Les résultats des calculs des flux de transit aux zones de recharge du CI et du CT

sont résumés ci-dessous (tableaux 8-13 et 8-14). Les estimations établies ne sont que des ordres de grandeur car elles contiennent des incertitudes liées aux transmissivités et aux gradients hydrauliques utilisés. Vu la rareté des données de transmissivités aux zones considérées, faute de mesure, celles utilisées peuvent être le résultat de l’extrapolation d’une valeur ponctuelle ou les moyennes des valeurs obtenues aux régions voisines. Les incertitudes sur les gradients hydrauliques sont dues au fait que, dans certaines zones (Atlas, Tinrhert, Tadamait), les courbes piézométriques considérées sont parfois

Fig.8-13 : Piézométrie du CT de lazone Nord des chotts algériens

Fig.8-14 : Piézométrie du CT de lazone Nord des chotts tunisiens

A B

35°

90 A B

9° 8°

34°

10°

75

50

125

hypothétiques. Ces paramètres sont fortement impliqués dans le calcul des flux par la loi de Darcy. Tableau 8-13 : Flux de transit aux zones de recharge du CI Zone de recharge Débit (m3/s) Atlas et grand Erg Occidental 8.48 Dahar 0.3 Jebel Nefusa 0.716 Tinrhert 0.303 Tableau 8-14 : Flux de transit aux zones de recharge du CT Zone de recharge Débit (m3/s) Atlas saharien 2.97 Nord des chotts algériens 0.240 Nord des chotts tunisiens 0.982 Dahar 0.743 Jebel Nefusa 0.644 Mzab 3.3 Sud Libye-Tinrhert 0.896

Conclusion Les cartes piézométriques mettent en évidence les directions d’écoulements

souterrains des zones d’alimentation des nappes vers leurs exutoires. Les flux de transit calculés traduisent les débits d’écoulements des eaux souterraines infiltrées aux zones de recharge du CI et du CT vers l’intérieur du domaine. La recharge est matérialisée à travers ces débits qui témoignent de sa faisabilité hydrodynamique.

126

Chap.9 : LES CONDITIONS GEOCHIMIQUES DE LA RECHARGE DU SASS

Introduction La géochimie est, de plus en plus, mise à contribution dans l’étude des eaux

souterraines. Elle permet, entre autres, de préciser l'origine des eaux d’infiltration. Nous tenterons, ici, de mettre en exergue les zones de recharge potentielles et l’occurrence d’une alimentation actuelle des nappes par les caractéristiques chimiques et les cachets isotopiques des eaux. Nous intégrerons la datation par le radiocarbone dans le schéma hyrodynamique des aquifères du Sahara septentrional.

9.1. Qualité chimique des eaux La salinité de l’eau est un paramètre hydrogéologique qui ne cesse de prendre de

l’importance dans le fonctionnement hydrodynamique des nappes du Sahara septentrional, à cause des changements introduits par l’accroissement des prélèvements dans l’équilibre de la piézométrie et des conditions d’écoulement souterrain. La composition chimique de ces eaux peut contribuer à mieux décerner les parentés chimiques entre les différents niveaux aquifères du système et à appréhender qualitativement les phénomènes d'alimentation des nappes et d'échanges entre aquifères.

9.1.1. Données utilisées Les données sur les salinités et la composition chimique de l’eau sont inégalement

réparties dans le temps et dans l’espace. Celles utilisées sont collectées dans le cadre du projet SASS, regroupant les données de l’ERESS (1972d), de GEFLI (1978) et des archives des services nationaux. Là aussi, nous signalons qu’elles sont hétérogènes, ne correspondent pas toujours à la même date et concernent pour la nappe du CT, les différents niveaux aquifères du Sénonien, Eocène et Miopliocène.

9.1.2. Evolution de la salinité des nappes du Complexe Terminal

L’interpolation des données ponctuelles a permis de tracer des courbes d’égale minéralisation des eaux du Complexe terminal (Fig.9-1). Cette carte fait ressortir une certaine évolution de la salinité de l’eau des nappes du CT (nappe des sables et celle des calcaires). Cette répartition spatiale de la salinité traduit un schéma du fonctionnement hydrodynamique du système.

Fig.9-1 : Carte de salinité des eaux du CT en 1950

127

Assez souvent, des anomalies dues à l’hétérogénéité de l’aquifère et parfois au fait que les mesures ne correspondent pas à la même date rendent difficile l’établissement de corrélation spatiale.

La situation ainsi représentée est celle qui est la plus proche de l’état initial (1950) du système (OSS, 2003a). Elle permet de mettre en évidence certaines hypothèses sur la recharge des aquifères et la continuité latérale de l’écoulement.

L’examen de cette carte permet de localiser les mêmes zones d’alimentation et les zones d’exutoire indiquées par les directions d’écoulement. On distingue :

• une zone faiblement minéralisée (moins de 2 g/l) sur la bordure Ouest et Sud-Ouest du bassin, correspondant aux zones d’alimentation du Mzab et du Tademaït,

• une zone faiblement minéralisée, centrée sur la partie Est du Grand Erg Oriental et correspondant aux zones d’infiltration directe des eaux de pluie dans les sables dunaires. Cet aspect est particulièrement mis en évidence sur le flanc occidental du Dahar,

• une zone faiblement minéralisée sur le flanc sud du Jabal Nafusa correspondant à une zone de recharge de la nappe,

• une zone à moins de 2.5 g/l centrée sur le Draa Djérid en Tunisie correspondant à l’affleurement des sables aquifères.

Les zones à forte minéralisation (plus de 5 g/l) sont axées sur la partie Nord de Oued Rhir (entre Meghaeir et Djamaa), sur El Hadjira (entre Ouargla et Touggourt) et sur la ligne Hassi Messaoud au Sud, jusqu’au Nord du Chott Melrhir. L’accroissement de la minéralisation vers les dépressions fermées (chotts et sebkhas) traduit la convergence des écoulements souterrains de la nappe du CT vers ces zones qui constituent ses exutoires naturels.

9.1.3. Evolution de la salinité des nappes du Continental Intercalaire

Comme pour le CT, l’interpolation des données ponctuelles de la nappe du CI a permis de tracer des courbes d’égale minéralisation des eaux du Continental intercalaire (Fig.9-2). La carte de salinité des eaux du CI fait apparaître une augmentation de la minéralisation des zones d’alimentation vers l’intérieur du bassin, ce qui est conforme au schéma piézométrique.

Fig.9-2 : Carte de salinité des eaux du CI en 1950

Ces zones d’alimentation sont :

128

l’Atlas saharien au Nord-Ouest où l’on rencontre de très faibles minéralisations, le Grand Erg Occidental présentant des salinités inférieures à 1 g/l, le plateau de Tademaït où les faibles minéralisations (< à 2 g/l) témoignent d’une

infiltration des eaux de pluie, plateau du Dahar où la minéralisation (pouvant atteindre 3 g/l par endroits) est

supérieure à celle observée aux autres zones d’alimentation, mais le gradient de salinité y est assez net en direction de l’Exutoire tunisien, le Plateau du Tinrhert et le Jabal Hassawna à faible minéralisation (< à 1 g/l), le Jabal Nafusa à faible minéralisation (< à 1 g/l).

Sur l’ensemble de ces zones d’alimentation, la minéralisation totale de l’eau du

Continental Intercalaire est assez souvent à moins de 1 g/l. Les zones où cette eau est à sa plus forte concentration correspondent à la partie confinée de la nappe où la formation aquifère est la plus profonde. Les eaux des forages d’El Borma affichent les plus fortes valeurs (MAMOU, 1990). On notera tout de même que la qualité de l’eau de l’aquifère de Kikla reste bonne à assez bonne (minéralisation comprise entre 1 et 1.5 g/l). De plus fortes valeurs sont rencontrées vers l’Est, ou à l’endroit où a lieu une drainance verticale vers le bas des eaux du Crétacé supérieur. De plus faibles valeurs sont rencontrées au J. Nafusa. La qualité de l’eau reflète alors le mécanisme d’écoulement et le changement de faciès dans cette formation (SALEM, 1998).

9.2. Les isotopes et leurs apports dans l’étude des nappes du Sahara septentrional

Depuis le début des années 1970, les techniques isotopiques sont de plus en plus mises à contribution dans l’étude des eaux souterraines. Elles sont ainsi devenues, de nos jours, l'un des principaux outils de recherche appliquée dans le domaine. Les teneurs en isotopes stables (18O, 2H, 13C), radioactifs (3H, 14C,36CI) mais également en gaz rares (Xe, Ne, Ar, Kr , He) permettent de préciser l'origine des masses d'eau de ces aquifères, ainsi que la variabilité de leur recharge dans le temps et la reconstitution des climats anciens (MOULLA et al., 2002).

Nous présentons, dans ce qui suit, quelques isotopes et l’apport des techniques isotopiques dans l’étude des eaux souterraines du Sahara septentrional.

9.2.1. Les isotopes

Pour un même élément chimique, il peut exister plusieurs constitutions possibles de son noyau atomique caractérisé par un même nombre de protons, mais un nombre de neutrons différent. Ces atomes qui diffèrent seulement par leur nombre de neutrons sont des isotopes.

9.2.1.1. Les isotopes stables

Oxygène 18 et hydrogène 2 (deutérium ) La molécule d'eau est constituée de deux éléments (O et H) possédant chacun trois

isotopes stables ou radioactifs. L'abondance relative d'un isotope dépend de plusieurs facteurs dont le lieu de précipitation de la pluie (altitude, latitude, distance de l'océan), le cycle d'évaporation-condensation, les échanges avec les minéraux, le mélange avec l'eau magmatique, etc. L'abondance relative moyenne de ces isotopes (FRITZ et FONTES, 1980) est 1H : 99,984% ; 2H : 0,015% ; 3H : 10-16 à 10-14 % ; 16O : 99,76% ; 17O : 0,037%; 18O : 0,10%.

Dans les eaux souterraines, l'abondance relative des isotopes stables 2H et 18O est exprimée par rapport au SMOW (standard mean ocean water). Les rapports isotopiques 2H/1H et 18O/16O sont alors représentés par les variations delta (δ ) telles que :

129

δ (%o) = SMOW

SMOWeau

RRR

)()()( − x 1000 avec R = 18O/16O ou 2H/1H

Par exemple, une valeur δ 18O = -10 %o signifie que l'eau analysée est déficitaire en 18O de 10 %o par rapport au SMOW.

L'étude de la covariation en 2H et 18O est réalisée par un graphique de δ 2H en fonction de δ 18O pour lequel la fonction de corrélation mondiale définit la ligne des eaux météoriques (CRAIG, 1961) :

δ 2H = 8δ 18O + 10

Localement, les coefficients de cette corrélation peuvent différer légèrement. Dans

les régions plus froides, les contenus en 2H et 18O sont plus faibles. DANSGAARD (1964) montre que la teneur en isotopes lourds des précipitations diminue avec la température de condensation. Lorsque l'eau est évaporée du continent (lac), les contenus sont plus élevés. Les eaux se plaçant sur la ligne des eaux météoriques sont ainsi supposées avoir pour origine les précipitations et n'avoir subi aucun autre processus isotopique. Par contre, les eaux situées au-dessus ou en-dessous de cette ligne reflètent respectivement la perte ou l'enrichissement en l'un ou l'autre des isotopes sous l'effet de différents processus. Les processus de changement de phases dans le cas de l'eau peuvent s'effectuer suivant deux modes : condensation et évaporation.

• La condensation est une réaction qui a lieu à l'équilibre. Le fractionnement isotopique entraîne un enrichissement en isotopes lourds de la phase liquide au détriment de la phase vapeur (CRAIG, 1961 ; FONTES, 1976, in GUENDOUZ, 1985).

• L'évaporation est une réaction qui a lieu dans des conditions de non équilibre. Les variations isotopiques, engendrées au cours de l'évaporation d'une masse d'eau, consistent en un enrichissement de la fraction restante du liquide en isotopes lourds.

Carbone 13 et Soufre 34 En hydrogéologie, les isotopes stables 13C et 34S sont d’un grand intérêt puisqu’ils

permettent l’étude des environnements sédimentaires d’origine organique (carbonates) et évaporitique (à sulfates et sulfures). Ces isotopes sont cependant encore peu utilisés du fait de la complexité des réactions et processus mis en jeu. Les abondances relatives des isotopes du carbone et du soufre sont (FRITZ et FONTES, 1980) : 12C : 98,89% ; 13C : 1,11% ; 14C : 10-10 % ; 32S : 95,02 % ; 33S : 0,75 % ; 34S : 4,21 % ; 36S : 0,02 %.

La variation δ 13C (par rapport au standard des carbonates PDB « Pee Dee Belemnitella » est contrôlée par l'ensemble du cycle géochimique des carbonates (dissolution et précipitation), le carbone gazeux (CO2) et le carbone organique (organismes vivants et matières organiques de dégradation). Pour le carbone gazeux (CO2) dans le sol δ 13C est égal à -20 %o. Le δ 13C des roches carbonatées est d’environ 0 %o, ce qui est compréhensible car elles sont précipitées à partir de l’océan qui a une valeur similaire (FETTER,1994). Dans l'atmosphère, δ 13C est égal à -7 %o (DREVER, 1988). Son évolution dans la phase gazeuse est principalement gérée par la respiration des organismes et leur dégradation, alors qu'elle est gérée dans la phase aqueuse par la géochimie et l'oxydation de la matière organique dissoute.

La variation δ 34S dépend principalement de la géochimie des minéraux évaporitiques (sulfates) et des sulfures, même si une contribution de la matière organique (tourbière et charbon) et du H2S serait notée. Son application vise surtout à l'identification des minéraux contribuant aux concentrations retrouvées dans les eaux et aux processus mis en jeu (dissolution, précipitation, oxydation, réduction) (FETTER,1994 ).

130

Les isotopes 13C et 34S sont encore moins utilisés en hydrogéologie par rapport aux isotopes stables des constituants de l'eau (2H et 18O) ou aux isotopes radioactifs abordés aux paragraphes suivants.

9.2.1.2. Les isotopes radioactifs Hydrogène 3 (tritium), carbone 14 et chlore 36

L'hydrogène 3 (tritium), le carbone 14 et le chlore 36 sont des isotopes radioactifs,

c'est-à-dire qu'ils se désintègrent selon une cinétique exponentielle constante. Leurs temps de demi-vie (i.e. le temps nécessaire à la désintégration de 50 % de la masse initiale) sont de 12,26 ans pour 3H, 5730 ans pour 14C et 3,01.105 ans pour 36Cl. Ces isotopes sont utilisés pour dater des eaux dont l'âge est inférieur à 40 ans pour 3H, 40000 ans pour 14C, et potentiellement 4 millions d'années pour 36CI.

Le tritium (hydrogène 3, 3H) est un excellent dateur des eaux souterraines récentes. L'unité tritium (UT) représente la présence d'un atome de 3H pour 1018 atomes d'hydrogène 1H, provenant essentiellement de l'interaction entre les neutrons du rayonnement cosmique et l'azote atmosphérique (tritium naturel). Avant 1953, l'eau atmosphérique contenait moins de 10 unités tritium. A partir de 1953, les nombreux essais nucléaires de surface qui ont eu lieu ont considérablement enrichi l'atmosphère en 3H ; se traduisant par un accroissement du taux de tritium dans l’eau souterraine. Ainsi, le tritium peut être utilisé de manière quantitative pour dater l’eau souterraine en ce sens qu’une eau souterraine présentant une concentration 2<UT<4 est antérieure à 1953, si la concentration est significativement > 10 à 20 UT, l’eau est récente, elle a été en contact avec l’atmosphère depuis 1953. Cet isotope permet de cette façon d'évaluer assez précisément le taux de renouvellement des ressources en eau souterraine. Malheureusement, du fait des variations rapides en tritium induites par les essais nucléaires, l'application directe du 3H pour la datation précise de l'âge des eaux souterraines est délicate (FETTER, 1994).

Le 14C est naturellement produit dans l'atmosphère par le bombardement de 14N par des rayons cosmiques (De VRIES, 1959). Se combinant à l'oxygène pour former du dioxyde de carbone CO2, ainsi le CO2 atmosphérique contient une proportion relativement constante (1,2.10-10 %) de 14CO2. Une fois le 14CO2 atmosphérique incorporé sous une forme où il est isolé du 14C moderne, l'activité du 14C décroît alors régulièrement. La mesure de cette radioactivité (en % par rapport à l’original) conduit, ainsi, à la détermination de l'âge de la substance organique.

Ce processus est mis à profit dans l'étude des eaux souterraines. Les précipitations, qui contribuent à la recharge des nappes souterraines, contiennent du dioxyde de carbone dont l'activité en 14C est connue. Quand l’eau s’infiltre dans le sol, du carbone additionnel peut provenir du CO2 du sol ou de la dissolution des minéraux carbonatés. Il en résulte une augmentation de la concentration globale en carbone de l'eau souterraine. La datation de l'eau souterraine tient compte de ces deux apports en introduisant des facteurs correctifs dans l'interprétation des mesures d'activité, reflétant la « dilution » du carbone atmosphérique radioactif par le carbone « inactif » d'origine minérale (FETTER, 1994).

L'équation de désintégration radioactive est donnée par l'équation ci-dessous :

A(t) = A0e tλ− = Ao2 2/1/tt−

où A est l'activité 14C au temps t ; Ao l'activité initiale (usuellement 100 pmc pour l'eau de pluie ; pmc = % en carbone moderne), λ la constante de désintégration = In(2)/t1/2 ; t1/2 le temps de demi-vie.

MULLER et MAYO (1986) ont démontré qu’on peut s’attendre à des variations de ±20% sur la base de la variation du contenu en 13C du carbone « inactif » des roches carbonatées.

131

Le 36Cl peut aussi être utilisé pour dater une eau souterraine plus ancienne que celle pouvant être datée par la 14C. On peut déterminer le rapport 36Cl au Cl total. Plus ce rapport est élevé, plus l’eau est jeune. L’eau océanique est suffisamment ancienne pour que peu (ou pas) de 36Cl s’y trouve (FETTER, 1994)

9.2.2. Discussion des données isotopiques

Les données isotopiques sont essentiellement tirées des documents de CONRAD et FONTES (1972), ERESS (1972d), GONFIANTINI et al. (1974), IDROTECNECO (1982c), ARANYOSSY et MAMOU (1985), SALEM et al. (1996), EDMUNDS et al. (2003), GUENDOUZ et al. (2003), OSS (2003a).

9.2.2.1. La nappe du Continental intercalaire Les teneurs en isotopes stables (18O, 2H) ou radioactifs (14C) liées à l'origine des

eaux permettent de distinguer trois ensembles. Cette subdivision isotopique correspond, dans une large mesure, à la répartition hydrogéologique de la nappe du Continental intercalaire en trois domaines : le bassin central, le bassin occidental et le bassin oriental (Fig.9-3). Nous verrons que, dans chaque bassin, les études isotopiques donnent des preuves évidentes d’une éventuelle recharge actuelle aux zones de recharge déjà définies. Fig.9-3 : Subdivision isotopique de la nappe du CI en trois domaines - les numéros renvoient au tableau 9-1.

9.2.2.1.1. Bassin central La nappe est ici captive sur sa plus grande partie. Les teneurs en isotopes lourds

sont très homogènes et centrées sur δ18O = -8,4 ± 0,4 et δ2H = -61 ± 3 %o. Ces valeurs, propres à l'aquifère protégé, semblent être caractéristiques des eaux du Continental intercalaire, exemptes de toute contribution à partir d'autres nappes (GONFIANTINI et al., 1974). Ces teneurs en 18O oscillant entre -8 % et -9.1% que l’on observe sous le Sahara algérien et dans le Sud tunisien caractérisent les eaux les moins évaporées des nappes sahariennes (GUENDOUZ, 1985 ).

132

Tableau 9-1 : Relation activités – âges du 14C des eaux du CI

N° Pays Bassin Identifiant Nom ou localisation Aquifère Type d’ouvrage

14C ( % )

Y = Age estiméSource

1 A Occidental 70/2 Beni Abbès Néogène Foggara 104.9 20CONRAD et FONTES, 1972

2 A Occidental 70/8 Ain El Dhobb Paléoz. Puits 106.6 20CONRAD et FONTES, 1972

3 A Occidental 70/6 Igli Gd Erg Puits 38.8 1312CONRAD et FONTES, 1972

4 A Occidental 70/1 Beni Abbès Gd Erg Exurgence 31.1 3239CONRAD et FONTES, 1972

5 A Occidental 70/3 Beni Abbès Gd Erg Exurgence 32.8 2775CONRAD et FONTES, 1972

6 A Occidental 70/18 Kerzaz Gd Erg Puits 38.3 1425CONRAD et FONTES, 1972

7 A Occidental 70/4 Hi. Zguilma Hd. Guir Puits 49.4 -791CONRAD et FONTES, 1972

8 A Occidental 70/5 Hi. Zguilma Hd. Guir Puits 48.4 -613CONRAD et FONTES, 1972

9 A Occidental 71/16 Hamaguir (103 K 1) CI Forage 18.9 7575CONRAD et FONTES, 1972

10 A Occidental 70/16 Timimoun CI Puits 30.9 3295CONRAD et FONTES, 1972

11 A Occidental 70/15 Hi. Marroket (66 L 7) CI Forage 1.0 33522CONRAD et FONTES, 1972

12 A Occidental 70/14 El Goléa CI Forage 32.0 2990CONRAD et FONTES, 1972

13 A Occidental 70/9 Adrar CI Puits 24.4 5351CONRAD et FONTES, 1972

14 A Occidental 70/10 Bou Ali (344 O 4) CI Foggara 22.3 6135CONRAD et FONTES, 1972

15 A Occidental 70/11 Reg. Ville CI Puits 33.2 2670CONRAD et FONTES, 1972

16 A Occidental 71/14 Reg. Plateau CI Forage 33.5 2591CONRAD et FONTES, 1972

17 A Occidental 71/15 Aoulef El Arab (53 O 5) CI Foggara 38.8 1312CONRAD et FONTES, 1972

18 A Occidental 70/13 In Salah CI Puits 21.3 6555CONRAD et FONTES, 1972

19 A Occidental 71/9 Tit 101 CI Forage 36.0 1965CONRAD et FONTES, 1972

20 A Occidental Timimoun Puits Timimoun Puits CI Forage 30.9 3295GONFIANTINI et al., 1974

21 A Occidental Od Mahmoud Oulad Mahmoud CI Forage 54.0 25GONFIANTINI et al., 1974

22 A Occidental Adrar Puits Samatrach Adrar Puits Samatrach CI Forage 24.4 5351GONFIANTINI et al., 1974

23 A Occidental 334 O 4 Bou Ali (344 O 4) CI Forage 22.3 6135GONFIANTINI et al., 1974

24 A Occidental Sbaa Sbaa CI Forage 46.5 -264GONFIANTINI et al., 1974

25 A Occidental Reggane Reggane CI Forage 33.5 2591GONFIANTINI et al., 1974

26 A Occidental 53 O 5 Aoulef El Arab CI Forage 38.8 1312GONFIANTINI et al., 1974

27 A Occidental In Salah In Salah CI Forage 5.6 18167GONFIANTINI et al., 1974

28 A Occidental In Salah Puits Hydra In Salah Puits Hydraulique CI Forage 21.2 6575GONFIANTINI et al., 1974

29 A Occidental Tit 101 Tit 101 Forage CI Forage 36.0 1965GONFIANTINI et al., 1974

30 A Occidental 73 L 7 Garet Louazoua CI Forage 10.0 13118GONFIANTINI et al., 1974

31 A Occidental 3 N 7 Timeldjane CI Forage 10.2 12946GONFIANTINI et al., 1974

32 A Occidental 4 N 7 El Hassene CI Forage 17.0 8498GONFIANTINI et al., 1974

33 A Central 130 H 7 El Assafia 1(Laghouat) CI Forage 54.7 25GONFIANTINI et al., 1974

34 A Central 408 H 11 Tamerna CI Forage 1.1 32337GONFIANTINI et al., 1974

35 A Central 119 I 8 Berriane CI Forage 1.3 30883GONFIANTINI et al., 1974

36 A Central 17 I 9 Guerrara 2 CI Forage 1.7 28547GONFIANTINI et al., 1974

37 A Central 436 I 11 Sidi Mahdi CI Forage 2.1 26707GONFIANTINI et al., 1974

38 A Central 112 I 8 Melika CI Forage 2.5 25189GONFIANTINI et al., 1974

39 A Central 447 J 10 Ouargla 1 CI Forage 1.4 30237GONFIANTINI et al., 1974

40 A Central 4 K 9 Daïet Remt CI Forage 5.2 18812GONFIANTINI et al., 1974

41 A Central Hi Messaoud Hi Messaoud CI Forage 4.1 20881GONFIANTINI et al., 1974

42 A Central 7 K 12 Rde el Baguel AB7 CI Forage 2.4 25544GONFIANTINI et al., 1974

43 A Central 12 N 12 Tin Fouyé CI Forage 17.3 8345GONFIANTINI et al., 1974

44 A Central 1 N 12 Tabankort CI Forage 9.9 13205GONFIANTINI et al., 1974

45 A Central Fort Flatters Fort Flatters CI Forage 22.8 5942GONFIANTINI et al., 1974

46 A Central 1 J 8 Hassi Fahl CI Forage 0.9 34084GONFIANTINI et al., 1974

47 A Central El Goléa El Goléa CI Forage 32.0 2990GONFIANTINI et al., 1974

48 A Central 66 L 7 Hi Maroket CI Forage 1.0 33167GONFIANTINI et al., 1974

49 A Central Hassi Infel Hassi Infel CI Forage 59.6 25GONFIANTINI et al., 1974

133

N° Pays Bassin Identifiant Nom ou localisation Aquifère Type d’ouvrage

14C ( % )

Y = Age estiméSource

50 A Central 2 Bensmara 1 CI Forage 0.9 34084EDMUNDS et al., 2003

51 A Central 3 Daia Ben Dahoua CI Forage 1.6 29075EDMUNDS et al., 2003

52 A Central 6 Djebel Makrane (U1) CI Forage 60.0 -2483EDMUNDS et al., 2003

53 A Central 8 Berriane 2 CI Forage 0.5 39202EDMUNDS et al., 2003

54 A Central 12 El Mir CI Forage 0.8 35110EDMUNDS et al., 2003

55 A Central 45 Hassi Ben Abdelleh 3 CI Forage 3.7 21775EDMUNDS et al., 2003

56 A Central 49 Zelfana I CI Forage 1.6 29075EDMUNDS et al., 2003

57 T Central 78 M'RARA MR3 CI Forage 0.5 39202EDMUNDS et al., 2003

58 T Central 101 NEFTA CI 1 CI Forage 5.8 17861EDMUNDS et al., 2003

59 T Central 103 TOZEUR CI 1 CI Forage 8.8 14231EDMUNDS et al., 2003

60 T Central 104 TOZEUR Cl 2 CI Forage 2.5 25189EDMUNDS et al., 2003

61 T Central 106 EL-HAMMA C 12 CI Forage 7.3 15858EDMUNDS et al., 2003

62 T Central 108 TAZRARIT CI 1 CI Forage 6.4 17004EDMUNDS et al., 2003

63 T Central 112 MANSOURA Cl 3 CI Forage 3.5 22259EDMUNDS et al., 2003

64 T Central 113 MANSOURA Cl 13 CI Forage 2.2 26302EDMUNDS et al., 2003

65 T Central 114 KEBILI CI 10 CI Forage 1.5 29637EDMUNDS et al., 2003

66 T Central 116 TAWARGHA CI 2 CI Forage 5.3 18646EDMUNDS et al., 2003

67 T Central 6664 Oued Nakhla CI Forage 0.2 47181GONFIANTINI et al., 1974

68 T Central 5664 CF1 CI Forage 0.9 34084GONFIANTINI et al., 1974

69 T Central 7305 Seftimi 2 CI Forage 6.6 16736GONFIANTINI et al., 1974

70 T Central BZA1 Bir Zobbas CI Forage 0.4 41145GONFIANTINI et al., 1974

71 T Central Ez A1 Om Zab CI Forage 2.9 23896GONFIANTINI et al., 1974

72 T Central ECH A1 Ech Chouech CI Forage 6.0 17566GONFIANTINI et al., 1974

73 T Central 6511 Oued Lorzot CI Forage 0.0 33167GONFIANTINI et al., 1974

74 T Central 6855 Oued Ouni CI Forage 53.3 25GONFIANTINI et al., 1974

75 T Central 5717 Ksar Gihilane CI Forage 1.6 29075ERESS, 1972d

76 T Central 7778/5 Recifa 3b CI Forage 44.9 41ARANYOSSY et MAMOU, 1985

77 T Central 5654 Borj Bourguiba CI Forage 2.7 24519ARANYOSSY et MAMOU, 1985

78 T Central Ga. Tabourt Ga. Tabourt CI Forage 2.8 24202ARANYOSSY et MAMOU, 1985

79 T Central El Borma 203 El Borma 203 CI Forage 1.4 30237ARANYOSSY et MAMOU, 1985

80 T Central Bir Aouin Bir Aouin CI Forage 8.6 14431ARANYOSSY et MAMOU, 1985

81 T Central 6552/5 Matmata CI Forage 24.3 5387ARANYOSSY et MAMOU, 1985

82 T Central 19039/5 El Mahassen CI Forage 3.0 23601ARANYOSSY et MAMOU, 1985

83 L Oriental T/25/87 Mizda CI Forage 3.2 23176SALEM et al., 1996

84 L Oriental T/64/78 Sinawan CI Forage 6.6 16802SALEM et al., 1996

85 L Oriental T/96/76 Derj CI Forage 6.3 17169SALEM et al., 1996

86 L Oriental T/203/80 New T203/80 new (Ghadamis) CI Forage 5.7 18043SALEM et al., 1996

87 L Oriental T/276/77 T276/77 (Ghadamis) CI Forage 1.1 32417SALEM et al., 1996

88 L Oriental T/277/77 T277/77 (Ghadamis) CI Forage 16.9 8549SALEM et al., 1996

L Oriental T/359/89 T/159/89 (SE Derj) CI Forage 1.4 30554SALEM et al., 1996

90 L Oriental WG22 WG22 (Ghadamis) CI Forage 3.5 22259SALEM et al., 1996

91 L Oriental Agric. Project Agricultural Project CI Forage 3.1 23457SALEM et al., 1996

92 L Oriental Zintan Zintan (E Nalut) CI Forage 4.8 19473SALEM et al., 1996

93 L Oriental Seb. Mezezzem Seb. Mezezzem CI Forage 36.3 1888SALEM et al., 1996

94 L Oriental WS-2 Wadi Qirzah, well WS-2 Kiklah Forage 0.2 47181OSS, 2003a

95 L Oriental B1-39 Well B1-39 Kiklah Forage 0.2 47181OSS, 2003a

96 L Oriental ZZ13 Wadi Zamzam ZZ13 Kiklah Forage 0.2 47181OSS, 2003a

97 L Oriental W-6 Ash Shuwayref W-6 Kiklah Forage 0.2 47181OSS, 2003a

98 L Oriental J-18 Al Jufrah J18 Paléozoique Forage 0.3 43650OSS, 2003a

99 L Oriental Tawurgha source Tawurgha source Source Source 2.8 24202OSS, 2003a

134

Ces résultats ont été renforcés par l’étude d’EDMUNDS et al. (2003) dont les résultats sont portés sur les figures 9-4 et 9-5. La figure 9-4 illustre l’évolution de δ18O et δ2H le long de la ligne d’écoulement de l’Atlas saharien vers l’Exutoire tunisien. La figure 9-5 porte sur la distribution des teneurs en isotopes lourds par rapport à celle des météoriques mondiales, et les données du CT avec les valeurs pondérées moyennes des eaux de pluies actuelles (δ18O = -5.1, δ2H = -26 %o). Les résultats de l’étude de GONFIANTINI et al. (1974) y ont été reportés pour comparaison. La moyenne des eaux de pluies actuelle affiche un excès en 2H de 15 %o ; ce qui concorde avec la tendance observée partout pour la Méditerranée orientale.

Différentes observations se dégagent de ces résultats :

- les isotopes stables se répartissent en groupes sur ou en-dessous de la ligne des eaux météoriques locales,

- Ils montrent une large dispersion et une grande variabilité dans l’enrichissement en 18O (déplacement en-dessous des eaux météoriques mondiales),

- Ils sont tous fortement appauvris en 18O et 2H par rapport aux pluies méditerranéennes actuelles avec plus de 3,5 %o en 18O,

- Il y a une dispersion considérable dans l’aquifère du CI comme le montre la fig.9-5, où l’on ne voit pas de tendances évidentes avec des âges croissants ; on peut noter que la variabilité en 18O est plus importante que celle en 2H.

Atlas saharien : La composition des eaux du CI près des affleurements de l’Atlas est confondue avec

celle de la droite des eaux météoriques avec des valeurs de -6,3 %o en 18O et -40 %o en 2H. Ce sont là les valeurs de l’échantillon le plus enrichi de l’aquifère du CI aussi

Fig. 9-4 : Corrélation géochimique à traversl’aquifère du CI, de l’Atlas saharien versl’exutoire tunisien (in EDMUNDS et al., 2003)

Fig. 9-5 : Evolution de δ18O et δ2H en relation avecla ligne des eaux météoriques (in EDMUNDS etal., 2003)

135

significativement appauvri par rapport à la pluie actuelle. Cette eau, la plus récente, contiendrait aussi une composante d’eau plus ancienne.

Les analyses de radiocarbone résultant de cette étude (EDMUNDS et al., 2003) ainsi que des études précédentes sont portées sur le tableau 9-1. Les données de radiocarbone limitées à la zone de recharge de l’Atlas saharien (> 60 % pmc), appuyées par les résultats d’analyse des isotopes stables indiquent que la recharge ancienne (Holocène) et actuelle a eu lieu à une distance de 100 km des montagnes atlasiques (Fig.9-4).

Ce n'est que dans les zones de recharge ou à proximité de celles-ci que l'on relève des teneurs en 14C assez élevées. Ailleurs, les eaux ont en général une activité en 14C faible ou nulle. Ainsi, 54.7% de carbone moderne ont été relevés à Laghouat sur le revers Sud de l'Atlas saharien (GONFIANTINI et al., 1974), 54% à El Assafia1 et 60% à Djebel Makrane (U1) (EDMUNDS et al. (2003).

Dahar et Tinrhert : Sur le Dahar, les teneurs en isotopes lourds se situent entre -6.5%o et -5.5%o pour

18O et entre -32%o et -52%o pour 2H. Ces teneurs correspondent à des pluies récentes infiltrées sur les affleurements sablo-argileux du Continental intercalaire ainsi que la barre calcaire du Turonien qui les recouvre (ARANYOSSY et MAMOU, 1985). Dans le Tinrhert, on observe quelques teneurs légèrement plus hautes en 18O qu’au centre du bassin. La nappe y est à faible profondeur et légèrement en charge ou libre. Les activités de carbone moderne mesurées sur le Dahar ont présenté des teneurs de 53.3% à Ouled-Ouni (ERESS, 1972d), 44.9% au forage Recifa 3b (N° 7778/5), et 24.3% au forage Matmata (N° 6552/5) (ARANYOSSY et MAMOU, 1985).

Dans le Tinrhert ces teneurs s’élèvent à : 22.8% à Fort-Flatters, 17.3% à Tin-Fouyé et 9.9% Tabankort. Ces activités décroissent depuis les zones de recharge, vers l’Exutoire et rendent compte des temps de parcours (GONFIANTINI et al., 1974). Les teneurs en tritium dans les eaux du Continental Intercalaire sont, en général, négligeables. La seule exception vient de la source Ain el Guettar (à Chott Fedjej) qui a donné une concentration de 16 UT (ARANYOSSY et MAMOU, 1985). Les fortes teneurs en 14C et en tritium témoignent d’une contribution locale à l’alimentation.

9.2.2.1.2. Bassin occidental

A l’exception de la région du plateau du Tademaït, la nappe est libre ou recouverte par la formation perméable du Grand erg occidental. Ici, les teneurs en isotopes lourds sont extrêmement variables (δ18O compris entre -9,6 et 4,1%o) (GONFIANTINI et al., 1974). Cette hétérogénéité des teneurs de la nappe du CI dans le bassin occidental par rapport à celle du bassin central est bien montrée par la distribution cumulée de leurs teneurs respectives (GUENDOUZ et al., 1985).

La zone du Tidikelt (δ18O moyen = -8,4 %o) présente des valeurs très proches du bassin central, c'est-à-dire des eaux du Continental intercalaire exemptes d'autres apports. Cependant, on relève une distinction fondamentale : les eaux du Tidikelt ont une activité en 14C de 4 à 40% de carbone moderne qui prouve une contribution locale à l'alimentation. Ces apports locaux, qui ne peuvent être distingués sur la base des teneurs en isotopes stables, participent à des mélanges incluant des eaux anciennes âgées de plusieurs périodes de 14C, qui proviennent probablement d'autres zones de recharge.

Dans le Touat et le Gourara, ce sont les teneurs en isotopes lourds variables et, en général, plus élevées que dans le Tidikelt qui témoignent d'autres apports. Ici encore, les teneurs en 14C souvent élevées (jusqu'à 60% de carbone moderne) indiquent clairement l'importance de la recharge locale. A l'Est et au Sud du Grand erg occidental, les eaux du Continental intercalaire tendent à montrer les mêmes compositions isotopiques que celles, très caractéristiques, des eaux de la nappe de l'erg occidental. Cette région correspond à un

136

vaste front de déversement des eaux du Grand erg occidental dans la nappe du Continental intercalaire. Les hypothèses relatives à cette alimentation se trouvent confirmées et généralisées à tout le Gourara. Sous le plateau du Tademaït, les eaux montrent des teneurs en 18O de plus en plus basses, du Nord vers le Sud, qui suggèrent une participation décroissante mais effective des eaux du Grand erg occidental.

Cette contribution est compatible avec le tracé régional des courbes piézométriques

et l'alimentation massive du Continental intercalaire par le Grand erg au niveau du Gourara. Les eaux qui proviennent du Grand erg sont alors prises en charge par la circulation générale Nord-Est - Sud-Ouest de la nappe du Continental intercalaire sous le Tademaït et véhiculées vers les émergences du Touat. L'influence des eaux du Grand erg ne dépasse guère l'axe de cette circulation : en effet, plus au Sud, mais toujours sous le Tademaït, on retrouve des eaux aux caractéristiques proches de celles du Tidikelt. Les teneurs en 14C, de l'ordre de 10% de carbone moderne, enregistrées pour les eaux prélevées sous le Tademaït proviennent d'une contribution locale récente à partir de la nappe libre du Sénonien (GONFIANTINI et al., 1974).

Des teneurs en tritium assez significatives ont été trouvées dans les eaux de la partie

centrale de l'Erg (CONRAD et OLIVE, 1972, CONRAD et al, 1975), ce qui suggère la présence d'une fraction d'eau récente. L'étude des précipitations disponibles à Beni-Abbès montre que des teneurs basses en isotopes lourds peuvent être relevées à l’heure actuelle sans faire intervenir de période climatique plus humide (CONRAD et FONTES, 1970 ; FONTES, 1976). Ces auteurs ont admis que la recharge de la nappe de l'Erg occidental ne peut être strictement paléoclimatique. Il existe des réserves souterraines initialement héritées de périodes anciennes humides qui sont réalimentées de façon très intermittente par les évènements pluvieux exceptionnels.

9.2.2.1.3. Bassin Oriental (en Libye)

Le gradient isotopique dans l’aquifère de Kikla augmente vers la plaine de la Djeffara, au Nord du J. Nefusa. Ce schéma général se raccorde bien avec la carte piézométrique de SALEM et BARUNI (1990) ainsi que celle du SASS dans cette région. Sous la Hamada Al Hamra, les teneurs en isotopes lourds se rangent entre -8.2%o et -9.3%o pour l’18O et -56 à -70%o pour le ²H par rapport au SMOW. Ces valeurs trouvées par SALEM et al. (1996) sont comparables à celles relevées dans la nappe confinée du bassin central (GONFIANTINI et al., 1974 ; GUENDOUZ, 1985 ; EDMUNDS et al., 1997).

Pour les aquifères libyens, l’excès en ²H a été évalué à 4 %o par MOSER et al. (1983). SALEM et al. (1996) trouvent 2 à 12 %o d’excès en ²H et indiquent que ces valeurs élevées sont le signe d’une infiltration d’eau météorique sous des conditions climatiques très variées (époques différentes). Les observations faites précédemment ont montré que l’eau est légèrement plus enrichie à l’Ouest qu’à l’Est du bassin dans Wadi Zam-Zam (SALEM et al., 1980) ou près de Bani Walid (SRDOČ et al., 1980).

Cet enrichissement en 18O et en ²H est plus fort dans les sondages proches des

reliefs de Jabal Nafusa (18O = -6.33 %o et 2H = -39.5 %o à Nalut ; 18O = -7.27 %o et 2H = -47 %o à Zintan) où les eaux semblent être très influencées par des apports d’eau récente (SALEM et al., 1996). Une recharge directe par la pluie, ou indirecte par ruissellement dans des oueds est possible dans les affleurements (PALLAS, 1980). Une tendance similaire à l’enrichissement avait été notée dans la région de Mizda, légèrement au Sud de J. Nefusa par PALLAS et BUFILA (1978) puis par SRDOČ et al. (1980). Ces derniers attribuent les valeurs relativement élevées à un mélange avec l’eau provenant du drainage vers le bas des formations de l’aquifère supérieur, à savoir Yafrin et Ain Tobi.

137

Les eaux du Sebkha Mezezzem (2000 ans d’age) seraient composées d’un mélange d’eaux anciennes et d’eaux récentes. Elles ont présenté une activité de tritium (3H) mesurable (2.6 UT), et une activité en 14C de 36 pmc (SALEM et al., 1996). Sinon, à l’exception de J . Nefusa, le contenu en 3H est négligeable dans l’aquifère de Kikla (SALEM, 1998).

9.2.2.2. La nappe du Complexe terminal

Les teneurs en isotopes stables des eaux de la nappe des sables miopliocènes et de celles des calcaires sénoniens et éocènes présentent une grande dispersion. La recharge de la nappe du CT semble avoir varié dans le temps, parallèlement à l’évolution du climat durant les derniers millénaires.

9.2.2.2.1 Nappe des sables mio-pliocènes

Dans la zone centrale de la vallée de Oued Rhir (bassin central), GUENDOUZ (1985) trouve des teneurs en isotopes lourds assez variables (δ18O = -5 à -7.2%o et δ2H = -48 à -56%o). Les eaux sont situées en-dessous de la ligne des eaux météoriques actuelles, comme le montre la Fig.9-5 ; ce qui signifie qu’elles ont subi l’évaporation avant de rejoindre la nappe. Entre Ouargla et la zone des Chotts algériens (exutoire de la nappe), les teneurs en isotopes lourds sont proches de celles de la nappe du Grand Erg Oriental.

Ce caractère évaporé des eaux de la nappe des sables est lié au mécanisme de son alimentation. En effet, cette nappe est en charge sous le Bas-Sahara sauf à ses bordures ouest et sud où s’effectue son alimentation actuelle à partir des eaux de surface. Actuellement, les eaux de pluie et celles qui ruissellent sur les pentes de la dorsale du Mzab subissent l’évaporation avant de rejoindre la nappe (GUENDOUZ, 1985).

La nappe logée dans les sables mio-pliocènes du sud tunisien (Sud-ouest du Chott Djérid et le Djérid) contient des eaux qui reflètent les mêmes caractères en isotopes lourds que celles du Grand Erg Oriental en Algérie, avec des teneurs en δ18O= -4.8 à -4.6 %o. Sur le Draa Djérid, où ces sables sont en affleurement, les teneurs en δ18O= -4.36 à -3.9 %o indiquent ainsi un pourcentage en eau évaporée non négligeable. En dehors de la région de Deghoumès, les teneurs en 14C des eaux du CT du Djérid sont partout faibles traduisant ainsi des âges relativement élevés. La vitesse d’écoulement souterrain y est estimée à partir des âges corrigés à 2 - 4 m/an (MAMOU, 1990).

Les teneurs en 18O et en 2H de la nappe de l’Erg oriental montrent un enrichissement dû à l’évaporation. Un phénomène similaire d'évolution des teneurs en isotopes lourds, témoignant de la présence d'eau évaporée, a été signalé pour la nappe de l'Erg occidental (CONRAD et FONTES, 1970 ; ERESS, 1972d ; GONFIANTINI et al. 1974). Deux hypothèses peuvent être considérées pour rendre compte du caractère évaporé des eaux des Ergs.

- Cet enrichissement s’expliquerait par un processus propre aux sables dunaires, lié à leur texture. Cette hypothèse a déjà été admise par GONFIANTINI et al. (1974) pour la nappe de l’Erg occidental.

- Etant donné le caractère extrêmement évaporant du climat dans de telles régions, on peut aussi admettre que les eaux de pluie sont déjà marquées par l’évaporation avant leur infiltration à travers les dunes de l’Erg. Cela serait conforme à leur teneur moyenne en 18O = -5 %o dans l’erg oriental, comparé à celle des quelques pluies relevées à Ouargla (1965-1968) et qui est de -4.9 %o (GUENDOUZ, 1985).

A côté de ce groupe d’eaux évaporées qui se situent en-dessous de la droite des eaux

météoriques actuelles, on peut distinguer un groupe d’eaux non évaporées qui s’alignent sur la droite des eaux des précipitations actuelles. L’intersection de cette courbe avec la droite des eaux météoriques se situe au point 18O= -8%o et 2H= -60%o.

138

Ces deux groupes traduisent le mécanisme d’alimentation récente de la nappe à partir des eaux de pluie. Le premier groupe correspond à des eaux de crue qui ruissellent dans les oueds en s’évaporant et le second à celui de l’eau qui s’infiltre directement sur les dunes sans ruissellement (GONFIANTINI et al., 1974). Dans la région de Tawargha-Misrata, les forages captant le Miocène ont donné des valeurs de -7.6 %o pour 18O et -57 %o pour le 2H. Le forage Tawargha a révélé une teneur de 18.6% en 14C attestant ainsi la présence d’eau récente. L’excès en 2H affiché dans la bassin de Wadi Suffajjin (-6.8 %o pour 18O et -45.5 %o pour le 2H au forage P10) montre que les eaux se sont infiltrées directement dans la nappe sans subir d’évaporation.

Par ailleurs, l'enrichissement observé à El-Oued (δ18O = -3.5 %o) où la nappe est profonde et captive peut être expliqué par une recharge paléoclimatique qui a subi une modification de sa composition isotopique au cours de l'évolution de l'aridité dans ces zones GUENDOUZ (1985), ce qui est en accord avec les teneurs faibles en radiocarbone. Des explications similaires ont été proposées pour la nappe de l'Erg occidental (CONRAD et FONTES, 1970) et les eaux des bassins de Kufra et Sirte (LIBYE) (EDMUNDS et WRIGHT, 1979).

9.2.2.2.2. Nappe des calcaires sénoniens La composition en isotopes lourds de l’eau de la nappe des calcaires montre en

Algérie, des teneurs également assez dispersées avec une moyenne de δ18O= -7.42 à ±0.47 %o et δ2H = -49.3 ±3.57 %o (excès de +10 en moyenne / SMOW). Les points correspondant au versant sud de l’Atlas ont un excès en deutérium plus faible que les eaux provenant de la dorsale du M’Zab). Leur excès en deutérium indique que ces eaux n'ont pratiquement pas subi d’évaporation ; ce qui laisse supposer une infiltration assez rapide des précipitations dans les calcaires affleurants (Dorsale du M’Zab, Atlas saharien) (GUENDOUZ, 1985). Un point d'eau dans le Sénonien de Tademaït (Ain el Hadjaj) a livré une eau aux caractéristiques suivantes : δ18O = -8,9%o ; 14C = 87,0 ± 1,3 % ; δ13C = -12,7 (GONFIANTINI et al., 1974). Cette teneur élevée en 14C plaide pour une recharge actuelle.

Dans la Nefzaoua en Tunisie, les teneurs en isotopes lourds sont plus élevées que celles des eaux des sables, mais accusent une dispersion qui résulte de la proximité de l’aire de recharge du Dahar. Les teneurs en 14C des points d’eau situés à proximité de l’aire d’affleurement de l’aquifère indiquent des activités relativement significatives d’une certaine contribution d’alimentation moderne de la nappe. Un gradient décroissant de concentration en 14C existe dans la Nefzaoua entre Douz et Kébili conformément au sens d’écoulement de la nappe. Ce gradient permet d’évaluer la vitesse d’écoulement souterrain de 1 à 2m/an (MAMOU, 1990).

Les âges bruts de l’eau du CT de la Nefzaoua s’échelonnent entre 3500 (Douz) et 27000 ans (Aïn Tawargha). Les plus faibles valeurs (<10000ans) sont plus proches des zones de recharge et les plus élevées (18000 à 27000 ans) correspondent aux eaux qui sont plus confinées et plus proches de l’Exutoire (OSS, 2003a).

Dans la région d’Al Jufra-Zmam, les teneurs en isotopes lourds de l’aquifère de Mizda se rangent entre -10.2%o et -10.53%o pour l’18O et -75.5 à -79.6%o pour le ²H. Les eaux sont appauvries en isotopes lourds. Les activités de 14C mesurées, comprises entre 0 et 0.8% plaident pour une recharge paléoclimatique. Dans la région de Ghadamès, le forage 1285/3/1 donne des teneurs en isotopes lourds de -9.29%o pour l’18O et -68%o pour le ²H. Elles sont assez variables dans la région de Tawargha-Misrata, et comprises entre -8.1%o et -9.5%o pour l’18O et -60%o et -68.3%o pour le ²H. Les eaux sont moins appauvries en isotopes lourds que celles d’Al Jufra-Zmam. On observe des teneurs assez homogènes dans la région de Khums-Misrata (entre -7.4 et -7.7 pour l’18O et -56.6%o et -57.1%o pour le ²H) qui témoignent de la nature évaporée des

139

eaux. C’est dans la région de J. Nefusa qu’on trouve les teneurs les plus faibles (-6.2%o pour l’18O et -41%o pour le ²H), attestant ainsi d’une recharge actuelle. L’excès manifeste en 2H signifie que les eaux se sont infiltrées sans s’évaporer.

9.2.2.2.3. Nappe du Turonien

La nappe du Turonien est captée dans l’extrême Sud tunisien sur le piémont occidental du Dahar et entre Jabal Nafusa et Ghadamès. Le cachet isotopique des eaux de cette nappe est proche de celui des eaux du Continental Intercalaire. Elles se caractérisent par de faibles teneurs en isotopes stables (18O= -8 à -9.5%o et 2H= -60 à -65%o) (ERESS, 1972d). La partie du Nefzaoua, située au Sud-Sud-Est du Chott Djerid, affiche des valeurs en 18O entre -6,7 et -5,7 %o). La nappe de la Nefzaoua est principalement alimentée à partir des affleurements crétacés du Dahar sur lesquels l'évaporation intervient peu lors de l'infiltration (ARANYOSSY et MAMOU, 1985). Deux échantillons ; Puits Cheguaïgua et El Hagla (TUN 41 et 46) prélevés dans la nappe peu profonde dans la zone d'affleurement des calcaires (à 15 et 61 m) montrent qu'ils ne sont pas évaporés. L'infiltration dans cette zone se fait apparemment rapidement à travers le système de fracturation de la roche calcaire mettant l'eau à l'abri de la reprise évaporante.

Les valeurs des activités en 14C de 16.5% à El Gounna (TUN 28) et de 12% sur le versant sud de la ride de Tozeur, au forage Deghoumess (TUN 68), peuvent signifier une contribution locale à l'alimentation à partir des affleurements du Complexe Terminal dans la région (ERESS, 1972d ; ARANYOSSY et MAMOU, 1985).

Dans la région de Tawargha-Misrata, l’aquifère de Nalut présente des teneurs

variables et comprises entre -7.8%o et -9.49%o pour l’18O et -59.1%o et -68.4%o pour le ²H. Ces teneurs évoquent un certain mélange entre eaux anciennes et eaux récentes. Les teneurs plus faibles et homogènes relevées dans la zone de Khums-Misrata (entre -7.5%o et -7.9%o pour l’18O et -58%o et -61.4%o pour le ²H) atteste d’une infiltration des eaux évaporées. Le forage T4 a révélé la présence de tritium dans la région avec une teneur de 6±1 UT.

9.2.2.3. Rapport du réservoir du Continental intercalaire avec d'autres réservoirs

9.2.2.3.1. Nappe du Complexe terminal dans la région de Gabès (Tunisie)

A travers le système de failles de EI-Hamma et Médenine (Fig.9-6), la nappe du Continental intercalaire alimente la nappe artésienne de la zone côtière du golfe de Gabès contenue dans les niveaux sénoniens et mio-pliocènes. Cette drainance est clairement suggérée par la différence des niveaux piézométriques des deux nappes et la nature lithologique des terrains. Elle se trouve confirmée par les teneurs en isotopes stables : dans ce secteur, l'eau du Complexe terminal a la même composition isotopique que celle du Continental intercalaire sous-jacent. On constate cependant que l'apport du Continental intercalaire, très concentré dans la zone de passage préférentiel des accidents d'EI-Hamma, diminue ensuite vers l'Est selon la direction d'écoulement : les teneurs en isotopes lourds augmentent. Ces variations de composition isotopique (δ18O = -7.2 à -8.5%o) impliquent la participation d'une eau d'origine différente à la recharge. La présence dans la région d'affleurements du Complexe terminal laisse supposer une contribution due aux précipitations locales. Dans un diagramme δ18O-δ2H, les valeurs se répartissent sur une droite de mélange, parallèle à celle des eaux météoriques, dont les pôles seraient constitués par les eaux du Continental intercalaire d'une part, et celles de la recharge régionale d'autre part, toutes deux affectées par l'évaporation. Corrélativement, les eaux les plus riches en contribution du Continental intercalaire n'ont pas de 14C tandis que les eaux d'origine régionale en contiennent de faibles teneurs (GONFIANTINI et al., 1974).

140

Fig.9-6 : Localisation des prélèvements et compositions isotopiques (δ18O /SMOW) des eaux du Complexe terminal dans la région de Gabès (in GONFIANTINI et al., 1974)

9.2.2.3.2. Nappe du Miocène marin de Zarzis-Djerba (Tunisie)

Il s'agit d'un aquifère constitué par des dépôts localisés à la région littorale. Les eaux artésiennes de cette nappe ont des teneurs en isotopes lourds remarquablement homogènes et parmi les plus élevées de la région (δ18O= -6.0 à -6.3%o) (Fig.9-6). Ces eaux sont représentatives de la recharge régionale et n'ont point subi d'évaporation. La seule zone d'alimentation qui puisse alors convenir à cette recharge, qui plus au Nord se mélange aux eaux du Continental intercalaire, est le revers oriental du Dahar entre El-Hamma et le Sud de Médenine. Dans la région de Médenine-Zarzis-Djerba, il n'y a pas d'apports à partir du Continental intercalaire et la nappe est strictement alimentée par la recharge régionale (GONFIANTINI et al., 1974).

9.2.3. Intégration de la datation par le radiocarbone dans le schéma hydrodynamique des aquifères du Sahara septentrional

9.2.3.1. Nappe du CI

L’isotope du 14C est utilisé pour dater les eaux dont l’âge est inférieur à 40000 ans. Dans ce qui suit, nous essayons d’étudier la distribution des âges des eaux du CI. Pour ce faire, les données isotopiques concernant l’activité en carbone 14 ont été rassemblées, ainsi que les âges correspondants. Sur les quelque 72 points d’eau du CI possédant des valeurs d’activité publiées dans les divers documents disponibles (cf.références), seule une vingtaine comportent une estimation de l’âge correspondant (cf.tableau 9-2). La régression des valeurs représentant l’âge de l’eau par l’activité carbone 14 (Fig.9-7) fournit une relation log-linéaire, qui permet une estimation de l’âge des eaux pour l’ensemble de l’échantillon des 72 points d’eau (cf.tableau 9-1). Les âges les plus élevés sont de 45500 ans ; ils correspondent à des forages proches de l’Exutoire tunisien, ou dans la partie méridionale du Graben de Hun. Les eaux datées les plus jeunes ont 25 ans ; elles se situent en première analyse dans les zones de recharge manifeste : le Dahar et l’Atlas saharien. Sur l’ensemble de l’échantillon, l’âge moyen est égal à 18000 ans, et la valeur médiane est à 17500 ans, ce qui dénote une distribution normale, attestée par l’allure de l’histogramme des âges classés (Fig.9-8).

141

Tableau 9-2 : Age de l’eau en fonction de la teneur en carbone 14 Pays Identifiant Aquifère 14C ( % ) Age (ans) Erreur age

L T/276/77 CI 1.09 31500 9500 L T/359/89 CI 1.35 29800 16900 L Agric. Project CI 3.05 22500 1900 L T/25/87 CI 3.15 22200 7000 L WG22 CI 3.5 21900 2800 L Zintan CI 4.82 19100 2500 L T/203/80 CI 5.68 18000 1900 L T/96/76 CI 6.28 17000 2500 L T/64/78 CI 6.55 16800 2300 L T/277/77 CI 16.9 8600 2300 L Wadi Faysal well n° 3 CI 3.2 22700 3800 T 7778/5 CI 44.9 0 3500 T 5654/5 CI 2.7 25000 4000 T Ga. Tabourt CI 2.8 26000 3500 T El Borma 203 CI 1.4 32500 3500 T Bir Aouin CI 8.6 13500 4300 T 6552/5 CI 24.3 5500 3700 T 19039/5 CI 3 23500 6600

Fig.9-7 : Age de l’eau en fonction de la teneur en carbone 14

Fig.9-8 : Eaux du Continental Intercalaire - Histogramme des âges classés

Age = f 14C (%) y = -8707.2Ln(x) + 33167R2 = 0.9911

0

5000

10000

15000

20000

25000

30000

35000

1 10 100

teneur en 14C (%)

Age

Age C14

0 5000

10000 15000 20000 25000 30000 35000 40000 45000 50000

1 11 21 31 41 51 61 71

142

Cartographie des âges des eaux souterraines : Il a donc été possible de collecter une série de données représentatives, bien

réparties dans le domaine du SASS (tableau 9-1). La figure 9-9, résultat d’une interpolation sur un support cartographique, représente la répartition des activités en 14C mesurées aux forages, traduite en âges-équivalents des eaux de la nappe du Continental intercalaire.

Fig.9-9 : Age des eaux du CI d’après la teneur en carbone 14

La lecture de la carte des âges rend bien compte à la fois du gisement géologique de l’aquifère, et de son comportement hydrodynamique. En effet, et bien qu’il soit difficile de faire correspondre l’âge hydrodynamique des eaux avec leur âge radiométrique, on retrouve clairement, dans la répartition spatiale des âges au 14C, l’organisation du SASS selon les trois bassins géologiques et hydrodynamiques.

Dans le Bassin Central, les eaux sont toutes anciennes (sup. à 20000 ans), et les âges évoluent de la périphérie vers le golfe de Gabès, indiquant bien une convergence en direction de l’Exutoire Tunisien. La répartition géographique de ces âges montre que les âges les plus élevés (20000 à 40000 ans) s'observent dans la partie confinée de la nappe, ce qui est le cas d'une grande partie du Continental Intercalaire du bassin du Grand Erg oriental en Algérie (CONRAD et FONTES, 1972 ; ERESS, 1972d ; GONFIANTINI et al., 1974 ; ARANYOSSY et MAMOU, 1985 ; GUENDOUZ, 1985 ; EDMUNDS et al., 2003 ; GUENDOUZ et al, 2003). La dispersion des autres valeurs traduit une certaine répartition sur l'aire de recharge de la nappe. Plus les conditions d'infiltration de l'eau moderne sont favorables, moins est élevée la valeur de l'âge de l'eau.

Dans le Bassin Occidental, les eaux sont toutes jeunes (inf. à 10000 ans). Tout au long de leur parcours (plus de 500km) de la zone de recharge principale qu’est l’Atlas saharien, vers la zone d’exutoire principale qu’est la vallée du Gourara, du Touat et du Tidikelt, les eaux du Continental Intercalaire continuent de se renouveler tout au long de leur cheminement. Cette observation est en cohérence avec la géologie régionale ; en effet, le CI n’est plus recouvert ici par le Crétacé supérieur et la nappe du CI est à surface libre.

Dans le Bassin Oriental, les eaux sont anciennes. Et contrairement à ce que l’on observe autour de l’Exutoire tunisien où il y a concordance entre l’hydrodynamique et l’évolution des âges, ce n’est pas le cas ici. En effet, la source de Tawargha, qui se trouve dans la zone d’exutoire, est elle-même issue d’un mélange d’eaux anciennes du CI et d’eaux

143

plus jeunes (moins profondes) du Complexe Terminal ; de ce fait ce n’est pas là que l’on observe les âges les plus élevés. Paradoxalement, les valeurs les plus fortes se trouvent à l’amont de l’écoulement, à la limite sud, là où Kiklah se trouve directement en contact avec les eaux du Paléozoïque du Djebel Hassawna. Si l’on admet que ces dernières appartiennent bien à la catégorie des « eaux fossiles », l’anomalie des âges s’explique parfaitement : le CI est ici « rechargé » non pas par des eaux actuelles mais par les eaux anciennes du Cambro-Ordovicien par simple destockage. Les données recueillies par la "General Water Authority" (en Libye) montrent des âges de l’eau allant jusqu’à 45000 à Ash Shawayref et à El Jufrah.

GRADIENTS DES TEMPS DE SEJOUR

L’âge radiométrique d’un échantillon d’eau souterraine correspond au temps de séjour moyen de toutes les eaux contenues dans l’échantillon. Cela peut représenter des âges très différents correspondant à divers spectres de transit. Il faut donc bien se garder de vouloir à tout prix faire correspondre l’âge radiométrique d’un échantillon (composé d’un mélange de particules fluides d’âges variés) avec l’âge hydrodynamique de l’échantillon considéré. Toutefois, la cartographie du gradient des temps de séjour moyens peut fournir des indications sur les vitesses de circulation moyennes des eaux souterraines.

La vitesse de circulation souterraine de la nappe est évaluée dans la zone confinée de la nappe entre Oum Zab (14C=2,9±0,4%), El Borma 203 (14C=1,4±0,3%) et Bir Zobbas (14C = 0,4±0,6%). Elle est estimée entre 3 et 6 m/an. Cette vitesse, estimée entre la zone d'infiltration (Nekrif) et la partie en charge de la nappe (Bordj Bourguiba), conduit à une valeur de 1 à 2 m/an, ce qui porte à 25000 ans le temps nécessaire pour que l'eau qui s'infiltre sur le bord oriental du Dahar parcoure une distance de 35 km. Sur la base d'une telle constatation, il a été admis dans la partie algérienne (DRAY & al, 1983) que les eaux de la nappe du Continental Intercalaire correspondent à une période climatique plus froide et plus humide que celle actuelle. 9.2.3.2. Nappe du CT

Comme pour le CI, il a été possible de collecter dans la nappe du CT une série de données représentatives, assez bien réparties dans le domaine du SASS (tableau 9-3). La figure 9-10, résultat d’une interpolation sur un support cartographique, représente la répartition des activités en 14C mesurées aux forages, traduite en âges-équivalents des eaux de la nappe du complexe terminal.

Là aussi, la lecture de la carte des âges rend bien compte à la fois du gisement géologique de l’aquifère, et de son comportement hydrodynamique. En effet, on retrouve clairement, dans la répartition spatiale des âges au 14C, l’organisation de la nappe du CT selon les deux bassins géologiques et hydrodynamiques.

144

Fig.9-10 : Age des eaux du CT d’après la teneur en carbone 14 (Les numéros 1 à 29 renvoient au tableau 9-3).

Dans le bassin central, un gradient décroissant d’âge du 14C existe dans la région de la Nefzaoua entre Douz et Kébili conformément au sens d’écoulement de la nappe. Le gradient des âges est croissant de la zone Nord des chotts vers les chotts. On voit aussi assez nettement un gradient des âges croissant des zones d’alimentation du Tinrhert et du Mzab vers les chotts, exutoires naturelles des nappes du CT. Toutes les eaux convergent en direction de la région des chotts où l’on trouve les âges les plus élevés (> 40000 ans).

Dans le Bassin Oriental, à l’exception des zones de J. Nefusa et de Tawargha, toutes les eaux sont anciennes. La figure 9-10 montre un gradient des âges croissant de la zone du J. Nefusa vers la région de Tawargha-Misrata, conformément au sens des écoulements. Cependant, contrairement à ce que l’on observe autour des chotts, où il y a concordance entre l’hydrodynamique et l’évolution des âges, les eaux montrent un gradient des âges décroissant de la région d’Al Jufra-Zmam vers la région de Tawargha. En effet, comme on l’a déjà signalé pour le CI, la source de Tawargha, qui se trouve dans la zone d’exutoire, est elle-même issue d’un mélange d’eaux anciennes du CI et d’eaux plus jeunes (moins profondes) du Complexe Terminal ; de ce fait, ce n’est pas là que l’on observe les âges les plus élevés. Paradoxalement, les valeurs les plus fortes se trouvent à l’amont de l’écoulement, à la limite sud là où la formation Zmam se trouve directement en contact avec les eaux du Paléozoïque. Là aussi, l’anomalie des âges s’explique parfaitement en admettant que les eaux du Paléozoïque sont « fossiles » : celles-ci se déversent dans la nappe du CT. Tableau 9-3 : Relation activités – âges du 14C des eaux du CT

N° Pays Bassin Identifiant Nom Aquifère Profondeur Type Ouvrage 14C % Y = Age estimé Source

1 A Central 19 Sidi Slimane CT 600 Forage 2.4 ± 0.7 25544 GUENDOUZ et al., 2003

2 A Central 21 Touggourt ville CT 570 Forage 4 ± 0.5 21096 GUENDOUZ et al., 2003

3 A Central 26 El Meghaier CT 640 Forage 0 ± 1.5 45000 GUENDOUZ et al., 2003

4 A Central 46 Istikama (Hassi Ben Abdallah) CT 460 Forage 8.4 ± 0.8 14636 GUENDOUZ et al., 2003

5 A Central 52 Gassi Touil GT4 CT 190 Forage 24.7± 1.0 5245 GUENDOUZ et al., 2003

6 A Central 53 Gassi Touil GT2 CT 205 Forage 31.4 ± 3.7 3155 GUENDOUZ et al., 2003 7 A Central 62 Rhourde el Baguel MP103 CT 330 Forage 28.0 ± 0.8 4153 GUENDOUZ et al., 2003

145

N° Pays Bassin Identifiant Nom Aquifère Profondeur Type Ouvrage 14C % Y = Age estimé Source

8 A Central 75 Hassi Messaoud H2 CT 380 Forage 38.9 ± 2 1290 GUENDOUZ et al., 2003

9 A Central 84 Rhourde Nouss RN15 CT 100 Forage 24.1 ± 0.8 5459 GUENDOUZ et al., 2003

10 A Central 86 Rhourde Nouss RN17 CT 90 Forage 22.7 ± 0.7 5980 GUENDOUZ et al., 2003

11 A Central 89 El Hamra HRA1 CT 60 Forage 42.5 ± 1.5 519 GUENDOUZ et al., 2003

12 T Central 18145/5 Oum Chia 2 CT 201 Forage 4.2 ± 0.6 20671 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

13 T Central 18766/5 Nefta 2b CT 126 Forage 0 ± 0.9 45000 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

14 T Central 8982/5 El Menachi CT Forage 2.3 ± 0.4 25915 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

15 T Central 6464/5 El Gouna CT 170 Forage 16.5 ± 1.8 8758 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

16 T Central 17624/5 Hazoua 3 CT 441 Forage 1.9 ± 1.0 27578 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

17 T Central 18648/5 Chekmou 3 CT 510 Forage 1.4 ± 0.8 30238 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

18 T Central 18754/5 Gouifla 3 CT 700 Forage 0.6 ± 0.5 37617 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

19 T Central 18681/5 El Bechni CT 199 Forage 8.9 ± 0.9 14136 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

20 T Central 13981/5 Deghoumess CT 300 Forage 12 ± 0.9 11534 ARANYOSSY et MAMOU, 1885

21 L Oriental Socna Socna Crétacé sup. 400 Forage 0.8 ± 0.3 35110 OSS, 2003a

22 L Oriental Socna well S-1 Socna well S-1 Crétacé sup. 300 Forage 0.0 ± 0.5 45000 OSS, 2003a

23 L Oriental Al Jufrah Al Jufrah Mizdah Forage 0.6 ± 0.4 37615 OSS, 2003a

24 L Oriental Al Jufrah J18 A Al Jufrah J18 A Mizdah 193 Forage 0.0 ± 0.3 45000 OSS, 2003a

25 L Oriental Tawurgha Tawurgha Miocene Forage 18.6 ± 1.9 7714 OSS, 2003a

26 L Oriental Tawurgha well P-18 Tawurgha well P-18 Mizdah Forage 0.8 ± 0.5 35110 OSS, 2003a

27 L Oriental Tumminah Projet Tumminah Projet Mizdah Forage 1.0 ± 0.5 33167 OSS, 2003a

28 L Oriental 1285/3/1 1285/3/1 CT Forage 5.92 ± 0.7217683 BRL, 1997

29 L Oriental H 5 Hamada Al Hamra CT 7.3 15858 Idrotecneco, 1982c

Conclusion L’examen des cartes de minéralisation des eaux du CI et CT a permis de mettre en

évidence des salinités faibles aux zones d’alimentation par rapport au reste du bassin. Ceci témoigne de l’infiltration des eaux de pluie et de ruissellement dans ces zones de recharge. Ces eaux s’acheminent ensuite vers les exutoires où leur concentration est, en général, plus forte, à cause du lessivage des formations argilo-gypseuses qu’elles auraient traversées.

D'une façon générale, en dehors des zones de recharge, l'eau du Continental Intercalaire est dépourvue de 3H (moins de 30 ans d'âge). Ce sont donc essentiellement des eaux anciennes qui ont pris place dans la nappe durant une longue période. La mise en charge de la nappe a fait que les eaux les plus anciennes sont celles qui sont dans les parties confinées des nappes. Celles ayant subi le mélange avec des eaux plus récentes se localisent à proximité des (ou dans les) aires de recharge où la nappe est libre à ascendante.

En comparant plusieurs aquifères des grands bassins comme ceux du Sahara et des Grès de Nubie, SONNTAG et al. (1978) constatent que ces nappes (confinées), comme nous l’avons montré, présentent des eaux dont les caractères isotopiques sont homogènes. Elles renferment des eaux très appauvries en 18O et contiennent peu de 14C.

La répartition des activités en 14C mesurées aux forages, traduite en âges-équivalents des eaux des nappes du Continental intercalaire et du Complexe Terminal reflète, assez fidèlement, le schéma hyrodynamique des aquifères du Sahara septentrional.

L’alimentation clairement suggérée par les cartes piézométriques des deux nappes et la nature lithologique des terrains aux zones de recharge se trouve confirmée par les teneurs en isotopes stables et radioactifs. En effet, l’enrichissement en 18O, l’excès de 2H, les activités de 14C et les teneurs de tritium (3H) relevés aux zones de recharge sont autant de preuves irréfutables d’une alimentation actuelle des nappes du Sahara septentrional. Cette alimentation s’ajoute aux eaux anciennes.

146

TROISIEME PARTIE : RECHARGE ET PALEORECHARGE

DU SASS : MODELISATION HYDRODYNAMIQUE

147

RESUME DE LA TROISIEME PARTIE

La modélisation hydrodynamique de la recharge actuelle ainsi que de la paléorecharge du système et ce depuis le début de l’époque holocène (10000 ans BP.) mène à une analyse des diverses thèses sur la recharge et paléorecharge des nappes du Sahara septentrional. C’est dans cet objectif que le modèle du SASS a été utilisé et décrit dans sa configuration de la recharge. Les débits d’alimentation des nappes y sont représentés par des potentiels imposés sur les bordures du domaine. Les résultats du modèle sont validés sur la période 1950-2000.

Il a été procédé à l’estimation des débits d’alimentation des nappes du Sahara septentrional. Elles sont obtenues en faisant la somme des infiltrations directes des précipitations aux affleurements (en considérant un coefficient d’infiltration de 2% de la pluie moyenne interannuelle) et des infiltrations des crues d’oueds (en admettant que 30% du ruissellement moyen s’infiltre). Les débits d’alimentation calculés par le modèle SASS, au terme du calage en régime permanent sont, alors, comparés avec les estimations des débits d’alimentation que nous avons faites aux mêmes endroits. L’estimation de la recharge hydrologique de la nappe du Continental Intercalaire correspond à peu de chose près à celle calculée par le modèle numérique. Pour la nappe du Complexe Terminal, nos estimations ne représentent que 75% de la valeur calculée par le modèle. Le calcul de l’infiltration à partir des eaux de pluie et ruissellement, dans les aquifères du Sahara septentrional, nous a permis d’approcher les ordres de grandeur de l’alimentation des nappes et d’adopter une nouvelle configuration de la recharge. En effet, celle-ci ne s’effectue pas qu’en bordure du domaine, une grande partie de l’alimentation a lieu dans les affleurements géologiques « utiles », notamment au niveau des deux grands ergs : le Grand Erg Occidental et le Grand Erg Oriental. Il en ressort qu’en adoptant une répartition de l’alimentation des nappes, non seulement aux bordures mais aussi dans les aires d’infiltration à l’intérieur du domaine, les rabattements induits par les prélèvements sont moins importants.

L’hypothèse de recharge nulle, développée par des chercheurs de la zone aride, est étudiée à l’aide du modèle du SASS. Ce modèle est utilisé pour établir un régime permanent de l’Holocène. Nous avons ainsi réalisé une simulation, en régime transitoire, afin d’étudier le comportement du système depuis le début de l’Holocène, avec des conditions de recharge nulle. Ceci a permis de suivre le tarissement des nappes au cours des 10000 dernières années ; l’objectif étant de reproduire l’état naturel (année 1900) à partir des conditions climatiques anciennes (début de l’Holocène).

L’étude analytique du tarissement a montré que l’hypothèse de la recharge nulle est inacceptable sur l’Atlas saharien mais reste plausible sur l’Adrar Ben Drich.

A la fin du tarissement depuis l’Holocène, les lignes de courant observées sur l’Atlas saharien, le Dahar, le Jebel Nefusa et le Mzab attestent que l’hypothèse de recharge nulle y est inacceptable. Sur l’Adrar Ben Drich, le Tinrhert et le Tademaït, par contre, la configuration des courbes piézométriques est identique à l’actuel. L’hypothèse de recharge nulle y est donc plausible. Les hauteurs piézométriques calculées par le modèle à la fin du tarissement ont confirmé les résultats de l’étude analytique.

148

Chap.10 : LE MODELE DU SASS ET LA REPRESENTATION DE LA RECHARGE

Introduction Dans le but de procéder à la modélisation hydrodynamique de la recharge, nous

utiliserons le modèle du SASS pour étudier l’impact d’une autre configuration de la recharge, d’une part et l’hypothèse de paléorecharge, d’autre part. Le modèle du SASS a été réalisé en adoptant une certaine configuration de la recharge. Ce chapitre est consacré à sa présentation. Sa description est très bien détaillée dans le rapport OSS (2003b). Nous reprenons ci-dessous les principaux traits.

10.1. Construction du modèle du SASS 10.1.1. Structure générale du modèle

La structure adoptée pour le modèle SASS comprend quatre couches aquifères (Complexe Terminal, Turonien, Continental intercalaire, et Cambro-Ordovicien (COD)) séparées par trois aquitards (Sénonien lagunaire, Cénomanien, Carbonifère ) (fig.10-1) :

Fig.10-1 : Schéma structural du Modèle du SASS (OSS, 2003b)

La représentation du Cambro-Ordovicien doit aider à déterminer les flux qu’il peut apporter au Continental Intercalaire en régime d’équilibre (dans la partie libyenne).

10.1.2. Extension et délimitation des couches L’extension des deux principales couches du modèle est présentée sur les figures10-

2 et10-3.

10.1.2.1. Le Continental Intercalaire En Algérie, le modèle est limité vers l’Ouest et le Nord-Ouest par les aires de

recharge du CI de l’Atlas Saharien et le Grand Erg Occidental jusqu’à la Saoura. Il est limité au Nord par la flexure atlasique. Pour ce qui concerne les limites orientales en Libye adoptées dans le modèle, on peut noter en particulier que :

• La limite Sud-Est est une limite naturelle d'extension des formations du Crétacé inférieur, mais elles sont ici en continuité avec l'aquifère cambro-ordovicien;

• A l’Est, la limite adoptée du CI utile est positionnée le long du méridien 16°30’.

COMPLEXE TERMINAL – Upper CRETACEOUS

SENONIEN LAGUNAIRE

TURONIEN - NALUT

CENOMANIEN

CONTINENTAL INTERCALAIRE - KIKLAH

CARBONIFERE

CAMBRO - ORDOVICIEN

CHOTTS MEDITERRANEE

149

10.1.2.2. Le Complexe Terminal Au Nord, la limite suit le tracé de la flexure atlasique et correspond à la limite

d’extension du Miopliocène. Dans le Sud du Sahara Algérien, les limites du modèle vers le Sud sont représentées par les limites naturelles d’affleurements du Sénonien carbonaté.

La partie orientale du bassin passe, à la faveur du graben de Hun, au bassin de Syrte où la sédimentation tertiaire fortement développée prend la place du Crétacé supérieur qui s'enfonce profondément et devient très peu transmissif et salé. Les limites du Modèle adoptées pour la couche du CT correspondent aux limites naturelles des deux aquifères du Cénomano- Turonien (Nalut) et du Sénonien (Mizdah), correspondant au nord et au sud, à la limite d'extension de ces formations. A l'Est, les formations existent encore sous la couverture tertiaire mais au-delà du méridien 16°30, les deux aquifères deviennent très peu transmissifs et salés. C’est cette limite qui a été fixée à l’Est du CT.

10.1.2.3. Le Turonien Cette couche possède les mêmes limites que le CT, sauf sur le Dahar et le jebel

Nefusa où les aires d’affleurements diffèrent très légèrement.

10.1.2.4. le Cambro-Ordovicien La limite de cette couche est celle adoptée par GEOMATH (1994), limitée vers le Sud

où elle est arbitrairement tronquée au niveau de la plus méridionale des limites du Continental Intercalaire, parallèlement à la grille du modèle. Elle est limitée au nord par le 32e parallèle, à l’ouest, à peu près, par les frontières algérienne et tunisienne.

10.1.3. Discrétisation de l’espace et Modèle mathématique La grille du modèle décrit un maillage carré de 12,5x12,5 km, représentant pour le

Complexe Terminal 4295 mailles, pour le Turonien 4295 mailles, pour les Grès Supérieurs 109 mailles, pour le Continental Intercalaire 6639 mailles, pour le Cambro-Ordovicien 1185 mailles ; soit un total de 16523 Mailles représentant une superficie développée de près de 2580000 km2.

Quant aux couches semi-perméables, elles sont représentées par les flux verticaux qui les traversent sous l’effet des différences de charges entre couches aquifères superposées : ce sont les flux de Drainance. Nous utilisons en effet un Modèle quasi-tridimensionnel fondé sur « l’hypothèse du Multicouche », hypothèse selon laquelle les écoulements dans les couches semi-perméables (aquitards) sont strictement verticaux lorsque l’on considère que les écoulements dans les aquifères principaux sont horizontaux. On démontre que cette hypothèse se trouve amplement vérifiée lorsque le contraste des perméabilités entre formations adjacentes (aquifère/aquitard) est important : un rapport de 104 est suffisant. Cela est bien le cas dans le Sahara où les études réalisées (que ce soit en Algérie et Tunisie ou en Libye) situent les perméabilités verticales du Cénomanien et du Sénonien lagunaire plutôt vers les 10-10 à 10-13 m/s. Dans ces conditions, l’équation générale de l’écoulement dans le multicouche, qui constitue le Modèle mathématique du SASS, est donnée par l’expression suivante :

( ) qthSqqy

hTyxhTx BHyx +∂

∂=++

∂∂

∂∂+∂

∂∂∂

H

CHvH eHHKq −=

B

CBvB eHHKq −=

où : Tx est la transmissivité de l’aquifère, selon Ox

150

Ty est la transmissivité de l’aquifère, selon Oy Ox et Oy sont les axes principaux d’anisotropie qH est le flux spécifique de Drainance vers le Haut qB est le flux spécifique de Drainance vers le Bas h est la charge hydraulique dans l’aquifère Hc est la charge hydraulique moyenne dans la maille courante HH est la charge hydraulique moyenne dans la maille supérieure HB est la charge hydraulique moyenne dans la maille inférieure Kv est la perméabilité verticale de la couche semi-perméable eH est l’épaisseur de la couche semi-perméable supérieure eB est l’épaisseur de la couche semi-perméable inférieure

10.1.4. Le Logiciel de Simulation

L’outil utilisé est le logiciel Processing Modflow, PMWIN (PM5), élaboré par W. H. CHIANG et W. KINZELBACH2 ; il utilise le code Modflow mis au point par l’U.S. Geological Survey et permet la modélisation des transferts d’eau dans un système aquifère multicouche par la méthode des différences finies. Le modèle mathématique du module d’écoulements est celui présenté ci-dessus.

10.1.5. Les conditions aux limites du modèle

10.1.5.1. Limites du Continental Intercalaire

Elles sont représentées sur la figure 10-2

• Limite Nord Algérie-Tunisie : Entre Laghouat et El Hamma de Gabès, les courbes isopièzes du Continental Intercalaire sont toujours orthogonales à la flexure atlasique, confirmant la nature imperméable de cette limite Nord.

• Limite Nord-Ouest : Les courbes piézométriques attribuent à cette limite un rôle majeur dans l’alimentation de la nappe du CI (cf. fig.8-1).

• Limite Ouest : Elle correspond à la vallée de la Zousfana et de la Saoura. L’allure des courbes piézométriques indique qu’il s’agit d’un exutoire, représenté par des drains sur le modèle.

• Limite Sud-Ouest : Dans la vallée du Gourara, du Touat et du Tidikelt, le chapelet des Foggaras est représenté par une ligne de drains, dont le débit devrait être restitué par le calage du modèle. Dans la partie Nord de cette limite, la sebkha de Timimoun est également représentée par des drains.

• Limite Sud : A l’Est de In Salah et jusqu’à la Dorsale d’Amguid où le CI est absent, il s’agit d’une limite à flux nul. Dans le Tinrhert, les apports par les affleurements de l’Adrar Ben Drich, sur une longueur d’environ 400 km à cheval sur la frontière, sont représentés et déduits à partir de conditions de potentiels imposés dont les valeurs sont tirées de la carte piézométrique. Plus à l’Est et jusqu’au graben de Hun, le CI se termine par une limite imperméable, sachant que dans une grande partie de cette région, le contact avec l’aquifère des grès du Cambro-Ordovicien va déterminer d’importants échanges verticaux.

• Limite Est : Il n’existe pas de limite hydraulique précise à l’est du réservoir. La limite du modèle est ici représentée par une condition de potentiels imposés à travers une résistance, qui autorisera de procéder à une première estimation des échanges de cette nappe du CI avec son prolongement oriental saumâtre.

2 Wen Hsing CHIANG & Wolggang KINZELBACH : 3-D Groundwater Modeling with PMWIN, Springer-Verlag, 2001

151

• Golfe de Syrte : Le Continental Intercalaire, relayé ici par des formations carbonatées moins perméables, se prolonge en mer. Le modèle se termine par une série de potentiels imposés à travers une résistance, en mesure de simuler les percolations en mer à travers le toit de la nappe captive du CI.

• Limites Nord Libye et Est Tunisie : Marquée par les affleurements du CI sur les hauteurs du J. Nefusa et du Dahar, cette limite contribue à l’alimentation de la nappe. Elle est figurée par une série de potentiels imposés qui déterminent, par calage du modèle, les débits d’infiltration.

• Seuil d’El Hamma : Ce seuil est représenté par des conditions de drains, où sera calculé par le modèle le débit qui transite à travers l’Exutoire tunisien.

• La représentation du Cambro-Ordovicien : Le Cambro-Ordovicien (COD), se présente sous forme d’une couche de mailles à potentiel imposé. Sa représentation doit aider à déterminer les flux qu’il peut apporter au Continental Intercalaire en régime d’équilibre.

Fig.10-2 : Continental intercalaire : conditions aux limites adoptées en régime permanent

10.1.5.2. Limites du Complexe Terminal Elles sont représentées sur la figure 10-3.

• Limite Nord des Chotts, de Biskra à Gafsa : Cette limite suit le tracé de la flexure atlasique et correspond à la limite d’extension du Miopliocène vers le Nord. Cette région est marquée par l’occurrence de très importants ruissellements en provenance des Aurès et du bassin de Gafsa, mais la contribution potentielle de ces apports à la nappe est limitée d’une part par la surface réduite des affleurements et par des Transmissivités relativement faibles à l’amont. En tout état de cause, cette limite est figurée par des potentiels imposés.

• Limite Nord-Ouest, l’Atlas Saharien : Cette limite reçoit notamment les apports de l’Oued Djedi ainsi que ceux d’autres bassins de moindre importance. Elle est représentée par des conditions de potentiels imposés.

• Limite Ouest et Sud-Ouest : Elle correspond au tracé de la dorsale du Mzab et s’étend sur près de 400 km depuis le 32è jusqu’au 28è parallèle. C’est la limite d’extension à l’Ouest de la nappe du Complexe Terminal ; elle reçoit les apports des crues des oueds descendant de la dorsale du Mzab et l’infiltration aux affleurements du Sénonien

Source ou Foggara

Potentiels imposés

Exutoire tunisien

Chotts ou Sebkha

Limite Orientale

152

carbonaté et du Miopliocène. Elle est représentée par des conditions de potentiels imposés.

• Limite Sud-Algérie : Elle correspond, entre les parallèles 29° et 28°, et de la dorsale du Mzab à la frontière libyenne, à la limite d’extension sud des formations du Sénonien carbonaté. Ces formations s’étendent sur les plateaux du Tademait et du Tinhert, dominés par l’isohyète 20 mm ! c’est dire si l’infiltration directe des précipitations ne devrait pas constituer la source d’apports dominante. Mais cette limite reçoit les apports de l’Oued Mya, et elle est traversée par le lit fossile de l’Oued Igharghar, dont le bassin versant s’étend jusqu’au massif du Hoggar. Cette limite est représentée par des potentiels imposés.

• Limite Sud-Libye : Entre les méridiens 10°30 et 13°30, elle correspond à la limite d’extension sud du Crétacé supérieur. Elle est représentée par des conditions de potentiels imposés.

• Limite orientale du modèle : Cette limite est représentée par une condition de flux nul.

• Limites Est Tunisie et Nord Libye ; Dahar et J. Nefusa : Faute de pouvoir disposer d’une estimation préalable des apports le long de ces limites, celles-ci sont figurées par des conditions de potentiels imposés.

• Représentation des percolations internes ; les conditions de Drains : Les exutoires naturels de la nappe sont représentés par des conditions de drains, qui simulent la percolation du CT vers les systèmes suivants :

a) les chotts Melrhir, Merouane, Djérid et Rharsa. b) les sebkhas El Hajira, Ngoussa, Mjazzam et Tawargha. c) la Méditerranée dans le Golfe de Syrte. d) les sources du Djérid et de la Nefzaoua e) la source Ain Tawargha et celle de l’Oued Kaam

Fig.10-3 : Complexe Terminal : conditions aux limites adoptées en régime permanent

10.2. Calage du modèle Classiquement, la première phase du calage d’un modèle est le calage en régime

permanent, de sorte à minimiser le nombre de paramètres à ajuster et qui a pour objectif d’assurer la cohérence de l’ensemble des données introduites concernant les conditions aux limites, la piézométrie et les transmissivités. La seconde phase du calage du modèle consiste à vérifier son fonctionnement en régime transitoire, sur une période durant laquelle

Potentiels imposés

Drain : Source, Chotts ou Sebkha

153

l’évolution de l’état du système, aura été significative en termes de débits prélevés et de rabattements de niveaux observés. Les paramètres à ajuster au cours de cette deuxième phase sont les coefficients d’emmagasinements.

10.2.1. Calage du modèle en régime permanent 10.2.1.1. Définition d’un état de référence

L’état de référence pour le calage du modèle doit refléter un régime quasi permanent du système. C’est la période datée 1950, assimilée à un état permanent, qui servira de référence pour le calage du modèle en régime permanent. Ce choix est conforté par la possibilité de tracé d’une carte piézométrique sinon « observée » partout, du moins « reconstituée » pour les deux nappes du CI et du CT sur l’ensemble du domaine (cf. Fig.8-1 et Fig.8-2).

10.2.1.2. Critères de référence pour le calage en régime permanent

Les critères et les objectifs du calage vont consister à reconstituer aussi fidèlement que possible les variables d’état du système que constituent respectivement :

• les cartes piézométriques d’ensemble construites pour le CI et le CT, représentant un régime de quasi-équilibre daté d’environ 1950,

• les valeurs piézométriques ponctuelles observées ou estimées autour de cette date, • le débit des résurgences naturelles jaugé à cette époque : Il s’agit des sources du Djérid

et de Nefzaoua du CT en Tunisie, des sources de Ain Tawargha et Wadi Kaam en Libye pour la nappe du CT (la première alimentée en partie par drainance profonde en provenance du CI) ; et des Foggaras algériennes pour le CI.

10.2.1.3. Evaluation du calage en régime permanent

o Reconstitution des cartes piézométriques du CI et du CT La superposition des courbes isopiézométriques calculées et observées permet

également de se faire une bonne idée de la capacité du modèle à « épouser » les formes des courbes dessinées. En effet, bien que la position de ces courbes dessinées ne soit pas d’une grande rigueur, leur forme traduit toute l’expérience et le savoir-faire de l’hydrogéologue qui les a tracées. A ce titre, leur reconstitution traduit l’aptitude du modèle à épouser le point de vue de l’hydrogéologue (Fig.10-4 et 10-5) .

Fig.10-4 : CI – Régime permanent – Courbes piézométriques calculées (trait continu) et courbes de référence (trait discontinu) (OSS, 2003b)

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Fig.10-5 : CT – Régime permanent – Courbes piézométriques calculées (trait continu) et courbes de référence (trait discontinu) (OSS, 2003b)

o Reconstitution des débits des sources et Foggaras Les débits des émergences reproduits par le modèle SASS sont portés sur le tableau 10-1

Tableau 10-1- Débits des émergences observés et calculés par le modèle en 1950

Nom Débit observé

(l/s) Débit calculé

(l/s) Ain Tawargha 2130 1995 Wadi Kaam 360 269 Oued Tozeur 697 690 Corbeille de Nefta 543 569 El Hamma– El Oudiane 310 325 Nefzaoua 468 476 Foggaras 3665 3598

10.2.1.4. Résultats du calage en régime permanent o Le Bilan en eau du Multicouche saharien Les termes du bilan : alimentations par infiltration, exutoires naturels, échange vertical par drainance entre les différentes couches aquifères, pompages sont présentés dans le tableau 10-2. L’alimentation par infiltration est respectivement de l’ordre de 18m3/s et 10 m3/s pour les nappes du CT et du CI. Sa répartition régionale indique bien que l’essentiel de l’alimentation de la nappe du CI (Tableau 10-3) provient de l’Atlas saharien.

155

Tableau 10-2 – Bilan du SASS calculé en 1950 (m3/s) CT CI CI + CT Entrées Alimentation totale 18.2 9.4 27.6 Apport Cambro-Ordovicien 2.0 2.0 Drainance Haut - 0.5 [0.5]** Drainance Bas 5.4 - [5.4]**

Total 23.6 11.9 35.5 Sorties Chotts & Sebkhas > Tunisie 5.95 - 5.95 CT CI CI + CT > Algérie 2.7 0.2 2.9 > Libye 0.2 - 0.2 Golfe de Syrte 0.6 0.8 1.4 Exutoire tunisien - 3.1 3.1 Sources ou Foggaras > Tunisie 2.0 - 2.0 > Algérie - 3.6 3.6 > Libye 2.3 - 2.3 Pompages 7.5 0.5 8.0 Drainance Haut - 3.7 [3.7]** Drainance Bas 2.4 0.0 [2.4]**

Total 23.6 11.9 35.5 Au niveau des apports à la nappe du CT, la contribution des reliefs de la bordure occidentale (de l’Atlas saharien jusqu’au plateau du Tademaït) est importante. L’alimentation en provenance du Dahar et du jebel Nafousa représente plus du 1/3 des apports au CT.

Tableau 10-3 - Alimentations par infiltration en régime permanent Nappe du CI Débit calculé (l/s)

Atlas saharien 7540Dahar et J. Nafusa 1580Tinrhert et Adrar B.Drich 290

Total 9410Nappe du CT Débit calculé (l/s)

Atlas saharien 3775Dahar et J. Nafusa 6705Limite ouest 2450Limite sud-ouest 980Tademaït 2585Sud Libye 1060Nord des chotts algériens 305Nord des chotts tunisiens 150Contribution Calc.Eocènes 200

Total 18200

10.2.2. Calage du modèle en régime transitoire

a) Conditions initiales et aux limites et historiques de référence Les conditions initiales correspondent à l’état piézométrique calculé en 1950,

représentant un régime permanent. Sur toutes les limites d’alimentation, les conditions de potentiel imposé sont transformées en conditions de débit imposé, égal à celui calculé sur le modèle au cours du régime permanent initial. La période historique 1950-2000 a été adoptée comme période de référence du calage.

156

b) Les paramètres structuraux d’initialisation du calage La répartition des valeurs initiales des coefficients d’emmagasinement est déterminée

comme suit : - Les zones, où la nappe est libre, sont déterminées à partir des cartes d’affleurements des formations géologiques du CI et du CT, ainsi que par « soustraction» entre la cote du toit de la nappe et la cote de la surface piézométrique. Ce dernier calcul, effectué par cartographie automatique, fournit les résultats fig.5-23 et 5-26. Une porosité située entre 8% et 20% est initialement attribuée à ces zones, en cohérence avec les distributions calculées par les modèles antérieurs (ERESS, 1972b ; GEOMATH, 1994 ; GEFLI, 1978). - dans les zones où la nappe est captive, les valeurs obtenues par les modèles qui ont précédé le SASS, ont été prises comme référence.

c) Les critères du calage en transitoire C’est d’abord la bonne restitution des séries historiques des rabattements de

référence. Il s’agit également de restituer les séries de débits aux exutoires : Sources du Djerid et Nefzaoua, Ain Tawargha et Kaam, débits des Foggaras.

o Connaissance des historiques de prélèvements

a) Exploitation des forages en Algérie, Tunisie et en Libye La base de données du SASS rend compte des historiques individuels par forage.

b) Débits des sources et Foggaras Le tableau 10-4 présente l’évolution, sur la période 1950-2000, du débit des sources

du Djérid et de Nefzaoua en Tunisie, ainsi que celui de Ain Tawargha en Libye. Quant aux évolutions des débits des foggaras, les derniers inventaires réalisés par l’ANRH en 1998 indiquent des diminutions significatives (25%) du débit des foggaras. Tableau 10-4 – Débit des sources observé sur la période 1950-2000 (l/s) 1950 1960 1970 1980 1990 2000 Sources Tunisie 2.02 1.76 1.52 0.76 0.02 0.01Ain Tawargha 2.13 2.06 2.00 1.87 1.83 1.77Foggaras 3.6 2.7

o Les chroniques de niveaux piézométriques de références Des points de contrôle ont été retenus pour l’évaluation du calage. Les courbes de

rabattements aux points de contrôle ont été fidèlement reproduites par le modèle.

10.2.3. Résultats du calage en régime transitoire Le tableau 10-5 rend compte du bilan 2000 calculé pour l’ensemble du SASS. On peut y

relever quelques indications intéressantes : • la somme des recharges du système (y compris l’apport du COD par percolation

profonde) totalise 30.3 m3/s, ce qui représente 43% de l’ensemble des prélèvements par forages (70.1 m3/s).

• L’ensemble des contributions des réserves (« apport par rabattement ») totalise 46.4m3/s et représente 66% des prélèvements par forages. Par ailleurs, en comparant les bilans 1950 et 2000, On peut noter que le débit de

l’Exutoire tunisien accuse une diminution d’environ 52 %. Notons également la très forte diminution des sorties du CT vers les chotts et les sebkhas : elles totalisent 2.2 m3/s en 2000 contre 8.8 m3/s en 1950.

157

Tableau 10-5 : Bilans 1950 et 2000 du SASS

Conclusion La description faite ci-dessus du modèle du SASS présente sa configuration de la

recharge et ses principaux résultats. Dans ce modèle, les débits d’alimentation des nappes sont représentés par des potentiels imposés sur les bordures du domaine. Les résultats obtenus ont été validés sur la période 1950-2000. Il constitue, ainsi, notre support pour étudier l’impact d’une autre configuration de la recharge, d’une part et l’hypothèse de paléorecharge, d’autre part.

CONTINENTAL INTERCALAIRE 1950 2000 COMPLEXE TERMINAL 1950 2000Entrées (m3/s) Entrées (m3/s)Alimentation 9,4 9,4 Alimentation 18,2 18,2Drainance Turonien 0,5 0,8 Drainance Turonien 5,4 6,9Apport Cambro-Ordovicien 2,0 2,7Contribution des reserves 0,0 21,5 Contribution reserves 0,0 24,9Total Entrées 11,9 34,4 Total Entrées 23,6 50,0Sorties (m3/s) Sorties (m3/s)Pompages 0,5 27,3 Pompages 7,5 42,8

Algérie 0,5 21,3 Algérie 5,9 20,9 Tunisie 2,7 Tunisie 1,2 14,5 Libye 3,3 Libye 0,4 7,4

Drainance Turonien 3,4 1,7 Drainance Turonien 2,4 2,7Saoura & S.Timimoun 0,2 0,2 Source Ain Tawargha 2,0 1,6Foggaras 3,6 3,1 Chotts Algérie-Tunisie 8,6 2,0Exutoire Tunisien [Chott Fejej inclus] 3,4 1,5 Kaam & Syrte 1,1 0,9Golfe de Syrte 0,8 0,6 Sources Nefzaoua Djrerid 2,0 0,0Total Sorties 11,9 34,4 Total Sorties 23,6 50,0

BILAN du SASS (CI & CT) en 1950 et 2000

158

Chap.11 : LES IMPACTS D’UNE AUTRE CONFIGURATION DE LA RECHARGE SUR LE MODELE DU SASS

Introduction L’un des points faibles de tous les modèles réalisés dans le Sahara a été de passer

un peu trop rapidement sur la question de la recharge des nappes, lorsque cette dernière n’est pas complètement niée au profit d’une hypothétique paléorecharge. Après les développements, certes encore préliminaires, il est possible de comparer les débits d’alimentation calculés par le modèle SASS, au terme du calage en régime permanent, avec nos estimations des débits d’alimentation faites aux mêmes endroits. Ces estimations seront appliquées dans le modèle SASS afin d’étudier les impacts d’une autre configuration de la recharge.

11.1. Evaluation de la recharge et comparaison avec le modèle SASS

Nos estimations des débits d’alimentation des nappes du Sahara septentrional sont obtenues en faisant la somme : a) des infiltrations directes des précipitations aux affleurements (hypothèse retenue : coefficient d’infiltration = 2% de la pluie moyenne interannuelle), b) des infiltrations des crues d’oueds (hypothèse : 30% du ruissellement moyen s’infiltre). Les résultats obtenus sont portés sur les tableaux 11-1, 11-2 et 11-3 et seront comparés aux débits d’alimentation calculés par le modèle SASS. Tableau 11-1 : Infiltration à partir de la pluie et du ruissellement : nappe du CI

CONTINENTAL INTERCALAIRE MODELE MATHEMATIQUE

INFILTRATION AFFLEUREMENTS

INFILTRATION OUEDS RECHARGE

Limite modèle CI

Calculé modèle (l/s)

Affleurement Cinf = 2% (Mm3/an)

Qia (l/s)

Bassin Cinf = 30% (Mm3/an)

Qio (l/s)

Recharge totale (l/s)

Atlas Saharien

7540 Atlas Saharien s.s.

100 3175 Atlas nc. Djedi

110 3492 6667

Grd Erg Occ 66 2095 0 2095 Touat-Gourara-Tidikelt

Touat-Gourara-Tidikelt

16.75 531 531

Dahar 450 Dahar 3 95 Dahar s.s.

7 221 316

Nefousa 1130 Nefousa 3 95 33 1046 1141 Tinrhert et A. B. Drich

290 Tinrhert et A. B. Drich

8 254 1.2 38 292

Total 9410 Total 6245 4797 11042

159

Tableau 11-2 : Infiltration à partir de la pluie et du ruissellement : nappe du CT COMPLEXE TERMINAL

MODELE MATHEMATIQUE

INFILTRATION AFFLEUREMENTS

INFILTRATION OUEDS RECHARGE

Limite modèle CT

Calculé modèle (l/s)

Affleurement Cinf = 2% (Mm3/an)

Qia (l/s)

Bassin Cinf = 30% (Mm3/an)

Qio (l/s)

Recharge totale (l/s)

Atlas Saharien

3775 O. Djedi

40 1270 1270

6085 Dahar Matmata

Dahar 15 476 476 Dahar

46 1460 0 1460 Nefousa 620

Tunisie - Libye

20 634 0 634

Limite Ouest 2450 9 286 0 286 Limite Sud Ouest

980 M’zab

0 M’zab

43.4 1378 1378

Tademaït 2585 Tademaït 11 349 0 349 1060 Sud Libye 1 32 11 349 381 Sud Libye Tinrhert 16 508 508

Nord des chotts algériens

305 8 254 0 254

Nord des chotts tunisiens

150

Nord des chotts

0

Aurès - Gharsa

90 2857 2857

Contribution Calc. Eocènes

200 Contribution Calc. Eocènes

200 0 200

MPL yc Grd Erg Oriental

156 4952 0 4952

Total 18200 Total 8675 6330 15005 Tableau 11-3 : Infiltration à partir de la pluie et du ruissellement : nappe du Turonien

TURONIEN MODELE MATHEMATIQUE

INFILTRATION AFFLEUREMENTS

INFILTRATION OUEDS RECHARGE

Limite modèle Tu

Calculé modèle (l/s)

Affleurement Cinf = 2% (Mm3/an)

Qia (l/s)

Bassin Cinf = 30% (Mm3/an)

Qio (l/s)

Recharge totale (l/s)

Mzab Mzab 0.943 30 Mzab 30 Tinrhert +Tadmaït

Tinrhert +Tadmaït

0.284 9 Tinrhert +Tadmaït

9

Nefusa-Khums

Nefusa-Khums

7.548 239 Nefusa-Khums

239

Nefusa-Yefren

Nefusa-Yefren

7.685 244 Nefusa-Yefren

244

Dahar Tataouine

Dahar Tataouine

3.270 104 Dahar Tataouine

104

Total Total 626 626 D’après ces tableaux présentant l’ensemble des résultats obtenus, on peut noter que :

a) Avec les hypothèses retenues sur les coefficients d’infiltration, l’estimation de la recharge hydrologique de la nappe du Continental Intercalaire correspond à peu de chose près à celle calculée par le modèle numérique. Les apports des Oueds représentent 40% de la recharge et l’infiltration directe 60%. Cette dernière n’est cependant pas reportée à la limite extérieure de la nappe comme c’est le schéma

160

adopté par le modèle du SASS, et l’on doit faire intervenir la surface infiltrante du Grand Erg Occidental pour pouvoir « boucler » le bilan.

b) Pour le Complexe Terminal, les choses sont beaucoup plus compliquées : d’abord le débit total d’alimentation toutes sources confondues ne représente que 75% de la valeur calculée par le modèle,

c) Ensuite, si les parts respectives des oueds et de l’infiltration directe sont les mêmes que pour le CI, à savoir 40% et 60%, leur répartition régionale est très déséquilibrée. Par les Aurès, par exemple, les oueds « apportent » 3 m3/s à la nappe alors que le modèle n’en calcule que 300 L/s3 !

d) Sur les autres limites, le modèle surestime, parfois d’une manière drastique, les apports : c’est notamment le cas dans le Tademaït (2500 vs 350 L/s), Sud Libye (1000 vs 30), le Mzab (3400 vs 1700), le Dahar-Nefusa (6600 vs 1400). Et ce sont les surfaces infiltrantes du Miopliocène (5000 L/s d’apport) qui permettront de se rapprocher du bilan calculé par le modèle.

e) Dans le modèle SASS, les débits d’alimentation n’ont pas été injectés dans la nappe du Turonien.

Sur le Dahar et J. Nefusa où l’aire des affleurements n’est pas très importante, la

grande part de l’alimentation provient de l’infiltration dans les oueds. Le débit de l’Atlas (6667 l/s) saharien représente, à un centième près, la moyenne

des valeurs trouvées par l’ERESS (1972b) et OSS (2003b) soit respectivement 5580 l/s et 7540 l/s. Celui du Dahar (300 l/s) est comparable avec la valeur avancée par OSS (2003a) et celle arrêtée par OSS (2003b) soit respectivement 250 l/s et 450 l/s.

Pour la nappe du Turonien, les débits avancés paraissent raisonnables. Sur le Dahar, l’infiltration est évaluée à 104 l/s (coefficient d’infiltration : 2%). BEN BACCAR (1987) faisait état de 217 l/s sur les Matmata, en adoptant un coefficient d’infiltration de 5%.

11.2. Nouvelle configuration de la recharge appliquée au modèle SASS

Le calcul de l’infiltration à partir des eaux de pluie et de ruissellement, dans les aquifères du Sahara septentrional, nous a permis d’approcher les ordres de grandeur de l’alimentation des nappes et d’adopter une nouvelle configuration de la recharge. Nous désignerons par R-SASS, soit recharge-SASS, cette nouvelle configuration de la recharge, appliquée au modèle SASS. En effet, celle-ci ne s’effectue pas qu’en bordure du domaine, une grande partie de l’alimentation a lieu dans les affleurements géologiques « utiles », notamment au niveau des deux grands ergs : le Grand Erg Occidental et le Grand Erg Oriental.

Pour la nappe du CI, dans le modèle SASS, toute l’infiltration dans la partie occidentale est fixée sur l’Atlas saharien (Fig.11-1). Alors que dans la configuration proposée de la recharge, celle-ci est injectée dans les affleurements de l’Atlas, mais aussi et en plus, dans l’Erg Occidental et le Tademaït (Fig.11-2). Nous pouvons voir sur ces deux figures, représentées à la même échelle, que les gros cercles, indiquant des gros débits du modèle SASS, sont réduits à des cercles plus petits indiquant de plus faibles débits dans le modèle R-SASS.

3 Avec ce point particulier se trouve précisément pointée la question de la représentation de la nappe de Biskra et celle de la représentativité du modèle du CT dans cette région (OSS, 2003b).

161

Fig.11-1 : Configuration de la recharge du CI dans le modèle SASS (m3/s)

Fig.11-2 : Configuration de la recharge du CI dans le modèle R-SASS (m3/s)

Pour la nappe du CT, dans le modèle SASS, l’alimentation est fixée en bordure du domaine (Fig.11-3). Dans le modèle R-SASS, la recharge est répartie sur les affleurements perméables, notamment ceux du Miopliocène du Grand Erg Oriental (Fig.11-4). Nous pouvons voir sur les deux cartes représentées à la même échelle, que les gros cercles, indiquant de gros débits du modèle SASS (M’zab et Dahar), sont réduits à des cercles plus petits indiquant des débits plus faibles dans le modèle R-SASS. Sur les monts de l’Aurès, les débits considérés sont plus importants que ceux calculés par le modèle SASS.

162

Fig.11-3 : Configuration de la recharge du CT dans le modèle SASS (m3/s)

Fig.11-4 : Configuration de la recharge du CT dans le modèle R-SASS (m3/s)

Contrairement au modèle SASS, des débits d’alimentation ont été injectés aux zones de recharge de la nappe du Turonien (Fig.11-5).

163

Fig.11-5 : Configuration de la recharge du Turonien dans le modèle R-SASS (m3/s)

Ces conditions d’alimentation des nappes du CI et du CT ont été appliquées au modèle SASS. Les débits imposés aux différentes zones de recharge sont portés sur les tableaux 11-4, 11-5 et 11-6 ci-dessous. Cette distribution de l’alimentation induit naturellement quelques changements sur les cartes piézométriques calculées par le modèle SASS. Nous avons alors été amené à refaire le calage du modèle afin de restituer la piézométrie et les débits des sources. Il importe de signaler que nous n’entendons pas refaire un nouveau modèle SASS, mais plutôt, de tester ces chiffres et de voir l’impact de cette configuration sur le comportement du modèle. Tableau 11-4 : débits d’alimentation du CT Nappe Zone Q modèle (l/s) Q (l/s/km²) Sen-C Atlas Saharien 1270 0.6773 Sen-C Nefousa 620 0.2834 Sen-C Dahar 1949 0.6929 Sen-C Mzab (limite W+SW) 1715 0.2744 Sen-C Tademait 349 0.1595 Sen-C Tinrhert 508 0.1354 Sen-C sud Libye 1060 0.2261 Sen-C Nord des chotts algériens 254 0.1354 Sen-C Nord des chotts tunisiens 2857 3.0474 Sen-C Contribution des calc. Éocène 200 1.28 MPL Erg Oriental 4952 0.0256 Total 15734

Tableau 11-5 : débits d’alimentation du CI

Nappe Zone Q modèle (l/s) Q (l/s/km²) CI Atlas Saharien 6667 0.9923 CI Grand Erg Occidental 2095 0.0243 CI Touat-Gourara-Tidikelt 531 0.0098 CI Dahar 300 0.192 CI Nefusa-Yefren 1130 0.4520 CI Tinrhert et Adrar B. Drich 290 0.0579 Total 11013

164

Tableau 11-6 : Débits d’alimentation du Turonien Nappe Zone Q modèle (l/s) Q (l/s/km²) Tu Mzab 30 0.0119 Tu Tinrhert+Tademaït 9 0.0016 Tu Nefusa-Khums 239 0.1276 Tu Nefusa-Yefren 244 0.1418 Tu Dahar Tataouine 104 0.0552 Total 626

11.3. Evaluation et résultats du modèle R-SASS 11.3.1. Evaluation du calage 11.3.1.1. Comparaisons des piézométries calculées R-SASS - SASS

Après avoir testé plusieurs jeux de transmissivités, la piézométrie de référence a été restituée. Les figures 11-6 et 11-7 représentent les écarts entre les piézométries de référence calculées par les modèles R-SASS et SASS. Les écarts sont acceptables (entre 0 et 20 m) aux zones où la piézométrie est observée. Le bilan en régime permanent étant bouclé (Fig.11-8), le modèle peut donc être considéré comme assez correctement calé. Fig.11-6 : Ecarts : piézométrie du CI calculée 1950, modèle R-SASS – modèle SASS Fig.11-7 : Ecarts : piézométrie du CT calculée 1950, modèle R-SASS – modèle SASS

Nombre de valeurs

Classe

34°

33°

32°

31°

30°

28°

16°12°8° 0°

Nombre de valeurs

Classe

33°

34° 16°12°8° 4° 0°

165

11.3.1.2. Reconstitution des débits des Sources et Foggaras

Il est porté sur le tableau 11-7 les débits des émergences calculés par le modèle. Ils sont du même ordre que les observations. Pour les Foggaras, le 1 m3/s de plus, calculé par le modèle, pourrait être accepté et assimilé à l’évaporation. En effet, le volume évaporé au niveau des Foggaras n’est pas précisément quantifié.

Tableau 11-7 : Débits des émergences observés et calculés par les modèles en 1950

11.3.1.3. Bilan du modèle en régime permanent

La figure 11-8 ci-dessous porte le bilan du modèle R-SASS au terme du calage en régime permanent. L’alimentation des nappes est arrêtée à 11.2 m3/s pour le CI et 15.5 m3/s pour le CT. L’évaporation des eaux du CT dans les chotts et sebkhas algéro-tunisiens (6.18 m3/s) est légèrement inférieure à celle calculée par le modèle SASS (8.7m3/s). Cette différence se retrouve dans les 2 m3/s supplémentaires, injectés dans le CT du modèle du SASS. Fig. 11-8 : Bilan du modèle R-SASS en régime permanent (1950)

Nom Débit observé (l/s)

Débit calculé Modèle SASS (l/s)

Débit calculé Modèle R-SASS (l/s)

Ain Tawargha 2130 1995 2106Wadi Kaam 360 269 307Oued Tozeur 697 690 703Corbeille de Nefta 543 569 527El Hamma– El Oudiane 310 325 309Nefzaoua 468 476 475Foggaras 3665 3598 4648

Complexe Terminal_ Mizdah

Turonien_ Nalut

Cambro _Ordovicien

CHOTTS SEBKHA

AIN TAWARGHA & KAAM

GOLFE de SIRTE SOURCES TUNISIE

POMPAGES CI

POMPAGES CT

FOGGARAS

1.997.96.18

11.2

3.03

5.89

0.51

2.24

4.64 2.08

3.77

0.730.4 2.4

0.5

15.5

1.2

SAOURA+SEBKHA TIMIMOUN

CONTRIBUTION DES RESERVES

0

0

0

0.622

ALIMENTATIONS

EXUTOIRE TUNISIEN

Continental Intercalaire_ Kiklah

166

11.3.1.4. Piézométrie 2000 du CI et du CT

Le calage en régime transitoire a pu être vérifié aux piézomètres de contrôle. Les historiques piézométriques sont très comparables à ceux calculés par le modèle du SASS. En comparant la piézométrie calculée en l’an 2000 par rapport à celle calculée par le modèle SASS (Fig.11-9 et 11-10), on remarque que les écarts sont acceptables dans la majeure partie du domaine. Les écarts importants (dépassant 20 m) sont, en effet, locaux et s’observent surtout dans des zones où la piézométrie n’est pas mesurée.

Fig.11-9 : Ecarts entre les piézométries-2000 du CI : [modèle R-SASS –modèle SASS]

Fig.11-10 : Ecarts entre les piézométries-2000 du CT : [modèle R-SASS – modèle SASS]

11.3.2. Résultats du modèle R-SASS

Pour apprécier les résultats du modèle R-SASS, nous comparons ci-dessous les transmissivités et les rabattements obtenus au terme du calage en régime transitoire avec ceux calculés par le modèle SASS.

11.3.2.1. Les transmissivités

Les figures 11-11 et 11-12 représentent les rapports des transmissivités retenues au

terme du calage du modèle R-SASS sur celles du modèle SASS, respectivement pour le CI et le CT :

Nombre de valeurs

Classe

32°

34°

33°

31°

30°

28°

16°12°8° 0°

Nombre de valeurs

Classe

33°

34° 16°12°8° 4° 0°

167

Fig.11-11 : Rapport des transmissivités du CI [modèle R-SASS / modèle SASS ]

Fig.11-12 : Rapport des transmissivités du CT [modèle R-SASS / modèle SASS ]

Ces deux figures montrent que les plages 0,5-1 et 1-2 sont dominantes. Elles correspondent aux zones où les transmissivités n’ont pas étés modifiées du tout, ou ne l’ont été que très légèrement ne passant que rarement du simple au double. Les changements importants ne s’observent que dans des zones où les transmissivités ne sont pas connues. Le degré de liberté y est donc plus grand. C’est le cas pour le CT de la partie Nord des chotts, de l’extrême sud tunisien, de la région de Zliten en Libye et de la partie sud-ouest du bassin. Pour le CI, ces zones correspondent à l’Atlas saharien, au grand Erg Occidental et d’une grande partie du Grand Erg Oriental.

11.3.2.2. Les rabattements 1950-2000

Les figures 11-13 et 11-14 portent, pour le CI et le CT, les écarts entre les rabattements 1950-2000 calculés par les deux modèles.

Les valeurs négatives indiquent qu’avec le modèle R-SASS, les rabattements 1950-2000 sont moins importants que dans le modèle SASS. Pour la nappe du CI, le modèle est donc plus optimiste dans près des ¾ du domaine (plus de 40 mètres de rabattements en moins). Dans le ¼ restant, les valeurs positives s’expliqueraient par les modifications apportées aux transmissivités. Les rabattements supplémentaires observés ne dépassent 20 m que très localement au niveau de la faille d’Amguid. La diminution des transmissivités au sud Libye diminue le flux de l’eau vers la Hamada Al Hamra, entraînant plus de 10 m de rabattements en plus. Les rabattements supplémentaires au niveau du Grand Erg Oriental peuvent se justifier par l’augmentation des transmissivités vers l’Exutoire tunisien. Sur l’Atlas saharien, une forte augmentation de la transmissivité a fait légèrement diminuer la piézométrie.

Nombre de valeurs

Classe

33°

32°

34°

31°

28°

16°12°8° 4°

Nombre de valeurs

Classe

33°

34°

32°

16° 12°8° 4° 0°

168

Fig.11-13 : Ecarts entre les rabattements 1950-2000 du CI : [modèle R-SASS – modèle SASS]

Fig.11-14 : Ecarts entre les rabattements 1950-2000 du CT : [modèle R-SASS – modèle SASS]

Pour la nappe du CT, les rabattements sont là aussi, presque partout, plus faibles. L’augmentation des transmissivités au Sud-Est de Zliten a entraîné, localement, moins de 10 m de rabattements supplémentaires. Les valeurs positives observées dans l’Erg Oriental pourraient être expliquées par des transmissivités plus faibles dans toute la partie Ouest du bassin. La diminution des transmissivités (divisées par 2) dans le chott Melrhir provoque très localement, dans la région de Mghaier, des rabattements beaucoup plus importants (de 10 à 75 m). Ces rabattements sont aussi dus, en partie, par le fait que les prélèvements ayant été maintenus, les gros débits venant de l’Atlas saharien ont été remplacés par des débits plus faibles. Les coefficients de transfert vers les drains ayant même été divisés par 4 localement ne semblent manifestement pas avoir joué un rôle primordial.

11.3.2.3. Les rabattements de la simulation zéro

La simulation zéro consiste à maintenir les prélèvements 2000 constants, et calculer l’évolution du système jusqu’à l’horizon 2050. Cette simulation permet d’estimer l’impact à long terme [sur l’horizon 2050] d’un maintien des prélèvements à leur niveau actuel : impacts en termes de rabattements supplémentaires et de diminution du débit des exutoires naturels. Nous comparons ci-dessous (Fig.11-15 et Fig.11-16), les écarts entre les rabattements de la simulation zéro calculés par les deux modèles.

Nombre de valeurs

Classe

33°

34°16°12°8° 4°

Nombre de valeurs

Classe

33°

34° 16° 12°8° 4° 0°

32°

31°

28°

169

Fig.11-15 : Ecarts entre les rabattements de la simulation zéro du CI : [modèle R-SASS – modèle SASS]

Fig.11-16 : Ecarts entre les rabattements de la simulation zéro du CT : [modèle R-SASS – modèle SASS]

Là aussi, les valeurs négatives indiquent que les rabattements 1950-2000 sont moins

importants avec le modèle R-SASS. Pour la nappe du CI, le modèle est donc plus optimiste dans près des ¾ du domaine (plus de 20 mètres de rabattements en moins). Dans le ¼ restant, la seule grande plage de valeurs positives (une dizaine de mètres de rabattements en plus) ne s’observe que dans l’axe Ghadamès-Zliten. Elle se justifierait par la diminution des transmissivités au sud Libye (diminution du flux vers la Hamada) et leur augmentation au sud-est de Zliten (augmentation du flux vers Tawargha).

Pour la nappe du CT, le modèle reste optimiste. Nous noterons, tout de même, que les transmissivités plus faibles adoptées dans le modèle R-SASS seraient responsables des rabattements plus importants (de 10 à 47m), localisés au niveau de Mghaier.

11.3.2.4. Les rabattements 1950 - 2050 Nous comparons ci-dessous les rabattements calculés par les deux modèles sur la

période 1950-2050, soit un siècle. Les écarts sont portés sur les figures 11-17 et 11-18, pour le Ci et le CT.

Nombre de valeurs

Classe

31°

32°

33°

34° 9° 12° 16°

Nombre de valeurs

Classe

33°

34° 16°12°8° 4° 0°

170

Fig.11-17 : Ecarts entre rabattements 1950-2050 du CI : [modèle R-SASS – modèle SASS] Fig.11-18 : Ecarts entre rabattements 1950-2050 du CT : [modèle R-SASS – modèle SASS]

Pour la nappe du CI, les rabattements calculés par le modèle R-SASS sont nettement moins importants que ceux du modèle SASS (Fig.11-17). L’histogramme correspondant dénote une prépondérance des valeurs négatives qui sont assez importantes dans l’aire du CI.

Pour la nappe du CT, l’augmentation des transmissivités dans le Sud-Est de Zliten a eu comme conséquence des rabattements moins importants (plus de 40 m en moins) par rapport au modèle SASS, notamment dans la région de Wadi Kaam. Toutefois, la diminution des transmissivités dans la région de Touggourt-Mghaier a généré plus de rabattements dans le modèle R-SASS (plus de 30 m dans la zone du chott Melrhir). L’histogramme correspondant montre que les valeurs négatives sont, là aussi, assez importantes.

Nombre de valeurs

Classe

Nombre de valeurs

Classe

171

11.4. Etat récapitulatif des calculs de la recharge du SASS Les tableaux 11-8 et 11-9 dressent un état récapitulatif des méthodes utilisées pour

évaluer la recharge du SASS. Pour la nappe du CI, l’alimentation à partir de l’Atlas est estimée entre 4 et 8 m3/s ; les différences entre les chiffres tiennent aux surfaces considérées, aux moyennes pluviométriques et aux coefficients d’infiltrations appliqués. Les modèles SASS et R-SASS la situent entre 6.667 et 7.540 m3/s. Le débit d’infiltration dans l’Erg occidental estimé par CORNET (1961) est fort à cause de la surface considérée (70000 km2). Le débit calculé par SRIVASTAVA (1981) sur le Tademait et Tinrhert est obtenu avec un coefficient d’infiltration assez fort (10%). L’application de la méthode hydrodynamique donne un débit du même ordre de grandeur que l’estimation de BURGEAP (1963) et celle du modèle R-SASS. Les différences entre les estimations sur le Dahar tiennent aux surfaces considérées, aux moyennes pluviométriques et aux gradients hydrauliques adoptés. Les estimations faites dans la zone de Jebel Néfusa sont du même odre de grandeur.

Pour la nappe du CT, les estimations de la recharge sur le J. Nefusa sont en général du même ordre de grandeur. Les différences avec l’estimation de SRIVASTAVA (1981) tiennent à la surface et au coefficient d’infiltration adopté. Les différences entre les débits calculés par SRIVASTAVA (1981) et par les modèles, dans la limite Sud-Ouest et le Tademait tiennent aux gradients hydrauliques faibles, aux transmissivités et aux longueurs des fronts adoptées dans ces régions. Tableau 11-8 : Etat récapitulatif des estimations de la recharge de la nappe du CI (m3/s)

METHODE HYDROLOGIQUE METHODE HYDRODYNAMIQUE

Mod

èle

SASS

Mod

èle

R-S

ASS

Zones d’alimentations

CR

ON

ET, 1

961

BUR

GEA

P,19

63

TEIS

SIER

, 197

0

FER

SI, 1

979a

SRIV

ASTA

VA,

1981

BEN

BAC

CAR

, 19

87

MAN

SOU

RI,

1988

YAH

YAO

UI,

1996

OSS

, 200

3a

SRIV

ASTA

VA,

1981

ARAN

ISO

OI e

t M

AMO

U, 1

985

MAN

SOU

RI,

1988

YAH

YAO

UI,

1996

PALL

AS e

t BU

FILA

, 197

8

PALL

AS, 1

978a

OSS

, 200

3b

Atlas Saharien 10 4 7.540 6.667

Grd Erg Occ 12

5.929

2.095

Touat-Gourara-Tidikelt 3

8

Tademait 0.5 0.531

Tinrhert et A. B. Drich

0.4

0.5

3.571 0.980

0.290 0.290

Dahar 2 1.8 0.217 1.033 0.0913 0.229 0.190 1.13 0.505 0.450 0.300

Nefousa 1.426 1.300 1.550 1.130 1.130

Total 9.410 11.013

172

Tableau 11-9 : Etat récapitulatif des estimations de la recharge de la nappe du CT (m3/s)

Conclusion Une nouvelle configuration de la recharge a été testée par application dans le modèle

SASS des estimations faites aux zones de recharge. Les rabattements supplémentaires notés, dans certaines parties du modèle R-SASS, pourraient être corrigés par un réajustement des transmissivités. Ce qui nécessiterait encore un calage du modèle. Notre objectif n’est pas de refaire un nouveau modèle SASS, mais de tester cette configuration de la recharge qui tient compte de l’infiltration directe dans les affleurements perméables "utiles", notamment dans les deux Grands Ergs Occidental et Oriental. Les estimations de la recharge dans le SASS sont diverses, mais ont permis de fixer les ordres de grandeur qui sont reproduits par les modèles. Les résultats du modèle R-SASS prouvent que les estimations de l’infiltration que nous avons établies à partir de la pluie et du ruissellement sont acceptables. Nous retiendrons, alors, qu’en adoptant une répartition de l’alimentation des nappes, non seulement aux bordures mais aussi dans les aires d’infiltration à l’intérieur du domaine, les rabattements induits par les prélèvements sont moins importants. Les prévisions du modèle deviennent plus réalistes.

METHODE HYDROLOGIQUE METHODE HYDRODYNAMIQUE

Mod

èle

SASS

Mod

èle

R-

SASS

Zone d’alimentation

PALL

AS e

t BU

FILA

, 197

8

GEF

LI, 1

976b

SRIV

ASTA

VA, 1

981

OSS

, 200

3a

PALL

AS e

t BU

FILA

, 197

8

SRIV

ASTA

VA, 1

981

ENER

GO

PRO

JEC

T, 1

977

OSS

, 200

3b

Atlas Saharien 3.775 1.270

Dahar 6.085 1.949

Nefousa 1.331 0.620 0.620

Sud Nefusa, O.Suffajjin, O. Kaam et O. Lebda

0.3

0.634

0.792

0.6340.374

0.395

Limite Ouest 2.450

Limite Sud Ouest 0.299 0.980 1.715

Tademaït 2.585 0.349

Sud Libye 1.060 1.060

Tinrhert 0.239 0.508

Nord des chotts algériens

0.305 0.254

Nord des chotts tunisiens

0.150 2.857

Contribution Calc. Eocènes

0.200 0.200

MPL yc Grd Erg Ori

4.952

Total 18.200 15.734

173

Chap.12 : SIMULATION D’UNE PALEORECHARGE DU SASS

Introduction

Nous avons vu plus haut que certains chercheurs de la zone aride (BURDON, 1977 ; PIZZI et SARTORI, 1984) avaient conclu à l’absence de recharge actuelle des nappes sahariennes. L’hypothèse de recharge nulle, développée par ces auteurs, sera étudiée dans ce chapitre. Pour ce faire, nous partons du modèle du SASS, déjà calé sur l’état de référence 1950, pour établir un régime naturel daté de l’année 1900. Ce modèle est utilisé pour établir un régime permanent du débit de l’Holocène. L'Holocène est la période géologique s'étendant sur les 10000 dernières années. Le début de l'Holocène correspond à la fin d'une brève période froide (fin du Pléistocène) marquant le retrait des grands glaciers, aux alentours de 9600 av. J.-C. L'Holocène est la seconde et dernière période du Quaternaire (WIKIPEDIA, 2004).

Nous effectuerons, par la suite, une simulation en régime transitoire afin d’étudier le comportement du système depuis le début de l’Holocène, avec l’hypothèse de recharge nulle. Ceci permettrait de suivre le tarissement des nappes au cours des 10000 dernières années. Notre objectif est d’arriver à reproduire l’état naturel (1900) à partir des conditions climatiques anciennes (début de l’Holocène).

12.1. Le régime naturel 1900

Le régime naturel 1900 constitue notre état de référence. Il correspond au régime permanent du modèle du SASS où les pompages sont annulés. Nous considérons qu’en 1900 les pompages étaient inexistants. Nous effectuons une simulation à partir du modèle du SASS modifié (tous pompages annulés), pour établir cet état de référence. Les résultats sont portés sur le tableau 12-1, figures12-1 et 12-2.

La comparaison des bilans entre les états 1950 et 1900 montre que les débits aux exutoires ont subi des modifications. Celles-ci ne sont pas importantes pour la nappe du CI, car les pompages étaient faibles en 1950. Par contre, pour la nappe du CT, où les pompages étaient plus importants, l’annulation des pompages a causé une augmentation des débits des sources, chotts et sebkhas. Les sorties par drainance du Turonien vers le CT ont aussi baissé. Tableau12-1 : Bilan en régime permanent 1900, calculé par le modèle et bilan 1950.

CONTINENTAL INTERCALAIRE 1950 1900 COMPLEXE TERMINAL 1950 1900 Entrées (m3/s) Entrées (m3/s) Alimentation 9.4 9.4 Alimentation 18.2 18.2 Drainance Turonien 0.5 0.5 Drainance Turonien 5.4 4.10 Apport Cambro-Ordovicien 2 2 Contribution des réserves 0 0 Contribution des réserves Total Entrées 11.9 11.9 Total Entrées 23.6 22.3 Sorties (m3/s) Sorties (m3/s) Pompages 0.3 0 Pompages 7.5 0 Drainance Turonien 3.85 3.49 Drainance Turonien 2.4 1.07 Saoura et S. Timimoun 0.486 0.64 Source Ain Tawargha 2.2 2.2 Foggaras 3.718 3.84 Chotts et Sebkhas Algérie-Tunisie 8.2 13.84Exutoire tunisien 3.89 3.92 Kaam et Syrte 1.30 1.29 Golfe de Syrte 0.105 0.105 Sources Nefzaoua Djerid 2 3.96 Total Sorties 11.9 11.9 Total Sorties 23.6 22.3

174

Fig.12-1 : Carte des remontées de niveaux du CI par rapport à 1950 (Piézométrie 1900-Piézométrie 1950)

Fig.12-2 : Carte des remontées de niveaux du CT par rapport à 1950 (Piézométrie 1900-Piézométrie 1950)

Au vu des figures ci-dessus, on constate que la suppression des pompages à l’état

1950 provoque des remontées sensibles dans la nappe du CI (de l’ordre de 10 m dans le secteur El Goléa – Touggourt en Algérie, pouvant dépasser localement les 12 m, plus au Nord). Quant à la nappe du CT, où les pompages étaient plus importants en 1950, leur annulation a engendré des remontées considérables, pouvant dépasser les 50 m dans la région de Mghaier, en Algérie.

12.2. Le régime permanent au début de l’Holocène Nous reproduisons le régime permanent au début de l’Holocène en partant du

modèle du SASS calé en régime permanent. Pour ce faire :

175

• l’alimentation sur les bordures du modèle du SASS a été supprimée. • les charges hydrauliques ont été initialisées aux altitudes du terrain naturel qui

correspondraient aux hauteurs piézométriques au début de l’Holocène. Celles-ci sont introduites sous forme de potentiels imposés sur les mailles où affleurent les formations aquifères. Les limites imperméables sont représentées par des conditions de flux nul.

• les pompages sont supposés inexistants. Ces conditions étant fixées sur le modèle du SASS, la simulation du régime permanent au début de l’Holocène (10000 ans BP.) a abouti aux résultats consignés ci-dessous (Tableau 12-2, Fig.12-3 et 12-4). Tableau 12-2 : Bilan du système en régime permanent à 10000 ans BP et en 1900 calculé par le modèle.

La comparaison des bilans de 10000 ans BP et de l’état 1900 révèle que l’alimentation des nappes était plus importante il y a 10000 ans. Le débit d’alimentation de la nappe du CI (28.39 m3/s) serait même le triple de sa valeur actuelle (9.4 m3/s).

Les débits de sorties aux exutoires étaient aussi beaucoup plus importants. Le débit des Foggaras de 3.84 m3/s et celui de l’Exutoire tunisien de 3.92 m3/s actuellement, s’élèverait respectivement à 17.37 m3/s et 4.61 m3/s au début de l’Holocène. Le débit très élevé des Foggaras s’explique par les potentiels imposés sur les affleurements du CI couvrant le plateau de Tademaït, près des Foggaras. Les eaux qui s’infiltrent sur le Tademaït mettent un temps relativement court pour ressortir par les Foggaras. Les débits des sources, chotts et sebkhas étaient aussi plus importants que ceux observés actuellement.

Les figures 12-3 et 12-4 représentent les écarts entre la piézométrie au début de l’Holocène et celle de l’état naturel 1900. On peut lire que pour le CI (Fig.12-3), la piézométrie au début de l’Holocène était de 100 à 150 m supérieure à celle de l’état naturel 1900, dans le centre du bassin. Ces remontées peuvent atteindre 200 m sur l’Atlas saharien, le Dahar, le Jebel Nefusa et l’Adrar Ben Drich.

Pour la nappe du CT (Fig.12-4), la piézométrie au début de l’Holocène était de 50 à 100 m supérieure à celle de l’état naturel 1900, dans la région du Grand Erg Oriental. Ces remontées peuvent atteindre 200 m au Nord des chotts et au Jebel Nefusa.

CONTINENTAL INTERCALAIRE 10000 ans BP

1900 COMPLEXE TERMINAL 10000 ans BP

1900

Entrées (m3/s) Entrées (m3/s) Alimentation 28.39 9.4 Alimentation 40.9 18.2 Drainance Turonien 0.92 0.5 Drainance Turonien 9.71 4.10 Apport Cambro-Ordovicien 0.59 2 Contribution des réserves 0 0 Contribution des réserves 0 0 Total Entrées 29.9 11.9 Total Entrées 50.6 22.3 Sorties (m3/s) Sorties (m3/s) Pompages 0 0 Pompages 0 0 Drainance Turonien 4.59 3.49 Drainance Turonien 4.69 1.07 Saoura et S. Timimoun 2.25 0.64 Source Ain Tawargha 3.9 2.2 Foggaras 17.37 3.84 Chotts et Sebkhas Algérie-Tunisie 26.87 13.84 Exutoire tunisien 4.61 3.92 Kaam et Syrte 1.27 1.29 Golfe de Syrte 1.08 0.105 Sources Nefzaoua Djerid 13.5 3.96 Total Sorties 29.9 11.9 Total Sorties 50.2 22.3

176

Fig.12-3 : Carte des remontées piézométriques du CI au début de l’Holocène par rapport à l’état naturel 1900

Fig.12-4 : Carte des remontées piézométriques du CT au début de l’Holocène par rapport à l’état naturel 1900

12.3. Analyse du tarissement des aquifères : hypothèse de recharge nulle Selon IDROTECNECO (1982a), Le régime naturel du système aquifère avant toute

extraction artificielle est le résultat d’une très longue période (10000 ans) de tarissement pur de l’aquifère. Nous reproduirons le régime permanent du début de l’Holocène, à partir duquel nous effectuerons une simulation en régime transitoire depuis le début de l’Holocène avec l’hypothèse de recharge nulle avancée par BURDON (1977), reprise par IDROTECNECO (1982a) et PIZZI & SARTORI (1984). La dernière phase de cette simulation devrait correspondre à l’état naturel (1900) qui est notre référence. Mais avant de passer à la simulation, nous reprenons ci-dessous l’analyse du tarissement des aquifères, établie par IDROTECNECO (1982a).

IDROTECNECO (1982a) cite BURDON (1977) : « En calculant l’histoire et l’effet de l’exploitation des eaux souterraines qui est en train de se produire dans la plupart des

177

bassins du Sahara et de l’Arabie, il est d’usage de supposer que les nappes étaient antérieurement en régime permanent. Cependant, si les nappes ne sont pas en train d’être rechargées actuellement, c’est qu’elles ne sont plus à l’état d ’équilibre depuis une longue période dans la mesure où les prélèvements excèdent la recharge. Une telle possibilité devrait être considérée en modélisant le régime actuel et futur des eaux souterraines de ces bassins (pour la plupart des parties de ces bassins) soumis à différents taux de prélèvements ».

Suivant la suggestion de BURDON, nous allons analyser le tarissement des aquifères du Sahara septentrional, au cours des 10000 dernières années. Pour cela, nous présentons tout d’abord le cas général qu’on peut appeler « le tarissement d’un réservoir linéaire». Celui-ci sera ensuite appliqué aux charges hydrauliques sur l’Atlas saharien et l’Adrar Ben Drich, au débit de l’Exutoire tunisien, des Foggaras et celui de Ain Tawargha.

12.3.1. Tarissement d’un réservoir linéaire Le tarissement d’un réservoir linéaire est clairement rendu par l’étude du

fonctionnement du peméamètre à charge variable. On considère un échantillon de milieu poreux saturé. Dans ce type de perméamètre, une charge importante peut être appliquée à l’aide d’un tube de faible section (a) et de grande longueur (Fig.12-5). Fig.12-5 : Perméamètre à charge variable (In BESBES, 2003) Le débit Q qui traverse l’échantillon s’écrit, d’après Darcy :

Le même débit, exprimé comme la variation de volume dans le tube de section (a) par unité de temps, s’écrit :

dtdhaQ .−=

LhKAQ ..= (1)

(2)

A = section de l’échantillon de milieu poreux offerte à l’écoulement

Q = débit qui traverse la section A L = longueur du tube contenant

l’échantillon de sable h = charge hydraulique

178

dtLK

aA

hdh .−=

CtL

KaAh +−= ..ln

Pour t = 0, h = h0 : tL

KaA

hh ..ln0

−=

12.3.2. Application du tarissement sur l’Atlas saharien et sur l’Adrar Ben Drich Il importe de signaler que le tarissement de l’aquifère du CI sur l’Adrar Ben Drich

avait été simulé par IDROTECNECO (1982a). Cette étude a conclu que le niveau piézométrique de l’Adrar Ben Drich a régulièrement baissé au cours des derniers 10000 ans avec un taux de 9 mm /an. Elle ajoute que ce tarissement pur peut, cependant, être supposé comme étant un état de pseudo-équilibre.

Nous appliquons ici le principe du perméamètre à charge variable pour l’étude du tarissement de l’aquifère du CI, sur l’Atlas saharien et l’Adrar Ben Drich. Nous considérons les trois tubes de courants principaux choisis d’après le tracé de lignes de courant de la piézométrie holocène (Fig.12-6) :

• Une section allant de l’Atlas saharien vers l’Exutoire tunisien (section A-ET), • une section allant de l’Atlas saharien vers les Foggaras (section B-F), • une section allant de l’Adrar Ben Drich à Ain Tawargha (section C-AT).

Fig.12-6 : Représentation des sections d’écoulements pour l’étude du tarissement Chaque section peut être assimilée à un couloir d’écoulement schématisé sur la figure 12-7 ci-dessous :

(1 ) et (2) ⇒

⇒

F = Foggaras

C

3 : Transmissivité en 10-3 m2/s

: Direction de l’écoulement

B

A

Adrar Ben Drich

Ain Tawargha

Exutoire Tunisien

F

179

Fig.12-7 : Schématisation des sections d’écoulements pour l’étude du tarissement

La section A offerte à l’écoulement dans l’aquifère du CI est exprimée par : La surface des affleurements A’ est donnée par la relation :

Sachant que : ,

Le tarissement naturel de l’aquifère du CI de perméabilité K dans la section A est décrit par les équations suivantes : La loi de Darcy s’écrit : Le volume d’eau (Ve) dans la formation aquifère (de porosité ε ) est donné par la relation : Le même débit, exprimé comme la variation de volume d’eau (Ve) dans la formation aquifère par unité de temps s’écrit :

εα ..sin/)( dtdhAdtdVetQ −=−= (2)

LthKA )(.. = εα ..sin dt

dhA−

(1 ) et (2) ⇒

LthKAtQ )(..)( = (1) Q est le débit d’écoulement, h la charge

hydraulique, t le temps et L la longueur du tube d’écoulement

l est la longueur couverte par les affleurements et e l’épaisseur de l’aquifère

l

A

l

Le

e

e

Z=0 h=0

A’ e’ α

αsin' AA =

elA .=

'.' elA = e’ est l’épaisseur apparente des affleurements

αsin.' ee =

ε'..AhVe =

180

On pose :

t=0 0lnha= .)( 0hth = e-t.l / R.C.L

.)(..)( L

thKAtQ =

0.hL

AK= . e-t.l/R.C.L

0... hL

Kel= . e-t.l/R.C.L

..sin.)( 0

Ll

RhtQ α= e-t.l/R.C.L

h(t) : niveau piézométrique de l’Atlas saharien R : résistance hydraulique entre l’Atlas saharien et l’Exutoire tunisien C : surface effective (surface de la section offerte à l’écoulement × porosité effective de la formation aquifère (ε)).

• Section Atlas-Exutoire tunisien (A-ET) Pour la section A-ET, nous considérons les valeurs de paramètres :

T =9.10-3 m2/s (moyenne harmonique des transmissivités) ε =30% (porosité effective) l = 200 km ; e = 2000 m (épaisseur maximale du CI) α = 40° (la coupe géologique au niveau l’Atlas saharien, Fig.5-3, donne un pendage

moyen des couches du CI de l’ordre de 40°) ; sinα = 0.64 Pour cette section, le rapport (l/L = 200/580) est de l’ordre de 1/3. En tenant compte

de la géométrie du système (configuration linéaire), il résulte :

dtleLKeldtAL

KAh

dh ....sin......

sin..εα

εα −=−=

αsin..1

eKR= ε..elC=et

dtLl

CRhdh ...

1−=⇒

atLl

CRh +−= ...1ln⇒

h0 étant le niveau piézométrique de l’aquifère aux affleurements du CI au début de l’Holocène

0ln...1ln htL

lCRh +−=

⇒ ( ) tLl

CRhh ...

1ln0

−=

⇒

⇒

181

R = 173.6 s/m2 C = e. l . ε = 1,2.108 m2 3.R.C = 6250.107 s = 1982 ans En admettant la valeur pour la piézométrie initiale de l’Atlas saharien (h0=hA=700 m) : hA(t) = 700. e-t/1982 QA(t) = 2,10. e-t/1982

• Section Atlas-Foggaras (B-F) : Pour la section B-F, nous considérons les valeurs de paramètres suivantes :

T =1,7.10-2 m2/s (moyenne harmonique des transmissivités) ε =30% (porosité effective) l = 220 km ; e = 2000 m (épaisseur maximale du CI) α = 50° (la coupe géologique au niveau de l’Atlas saharien, Fig.5-2, donne un

pendage moyen des couches du CI de l’ordre de 50°) ; sinα = 0.76 Pour cette section, le rapport (l/L = 220/800) est de l’ordre de 1/4. En tenant compte

de la géométrie du système (configuration linéaire), il résulte : R = 77 s/m2 C = e. l . ε = 1,32.108 m2 4.R.C = 40656.106 s = 1289 ans En admettant la valeur pour la piézométrie initiale de l’Atlas saharien (h0=hB=800m) : hA(t) = 800. e-t/1289 QA(t) = 3.41. e-t/1289

• Section Adrar Ben Drich - Ain Tawargha (C-AT) : Pour la section C-AT, nous considérons les valeurs de paramètres suivantes :

T =1,45.10-3 m2/s (moyenne harmonique des transmissivités) ε =30% (porosité effective) l = 300 km ; e = 2000 m (épaisseur maximale du CI) α = 30° (la coupe géologique au niveau l’Atlas saharien, Fig.5-7, donne un pendage

moyen des couches du CI de l’ordre de 30°) ; sinα = 0.5 Pour cette section, le rapport (l/L = 300/660) est de l’ordre de 1/2. En tenant compte

de la géométrie du système (configuration linéaire), il résulte : R = 1379 s/m2 C = e. l . ε = 1,8.108 m2 2.R.C = 49644.107 s = 15742 ans En admettant la valeur pour la piézométrie initiale de l’Atlas saharien (h0=hC=600m) : hA(t) = 600. e-t/15742 QA(t) = 0,435. e-t/15742 Les fonctions ci-dessus ont été appliquées pour une période de 10000 ans sur l’Atlas saharien et l’Adrar Ben Drich (tableau 12-3 et Fig.12-8a et b).

182

Tableau 12-3 : Tarissement naturel de l’aquifère du CI au cours des derniers 10000 ans t (ans) t/1982 e-t/1982 hA (m) QA

(m3/s) t/1289 e-t/1289 hB (m) QB

(m3/s) t/15742 e-t/15742 hC

(m) QC

(m3/s) 0 0 1 700 2.1000 0.0000 1.0000 800 3.4100 0.0000 1.0000 600 0.4350

500 0.2523 0.7770 544 1.7149 0.3879 0.6785 543 2.3136 0.0318 0.9687 581 0.4214 1000 0.5045 0.6038 423 1.4004 0.7758 0.4603 368 1.5698 0.0635 0.9385 563 0.4082 1500 0.7568 0.4692 328 1.1436 1.1637 0.3123 250 1.0650 0.0953 0.9091 545 0.3955 2000 1.0091 0.3646 255 0.9339 1.5516 0.2119 170 0.7226 0.1270 0.8807 528 0.3831 2500 1.2614 0.2833 198 0.7626 1.9395 0.1438 115 0.4903 0.1588 0.8532 512 0.3711 3000 1.5136 0.2201 154 0.6227 2.3274 0.0976 78 0.3326 0.1906 0.8265 496 0.3595 3500 1.7659 0.1710 120 0.5085 2.7153 0.0662 53 0.2257 0.2223 0.8006 480 0.3483 4000 2.0182 0.1329 93 0.4153 3.1032 0.0449 36 0.1531 0.2541 0.7756 465 0.3374 5000 2.5227 0.0802 56 0.2769 3.8790 0.0207 17 0.0705 0.3176 0.7279 437 0.3166 6000 3.0272 0.0484 34 0.1847 4.6548 0.0095 8 0.0324 0.3811 0.6831 410 0.2971 7000 3.5318 0.0293 20 0.1231 5.4306 0.0044 4 0.0149 0.4447 0.6410 385 0.2789 8000 4.0363 0.0177 12 0.0821 6.2064 0.0020 2 0.0069 0.5082 0.6016 361 0.2617 9000 4.5409 0.0107 7 0.0548 6.9822 0.0009 1 0.0032 0.5717 0.5646 339 0.2456

10000 5.0454 0.0064 5 0.0365 7.7580 0.0004 0 0.0015 0.6352 0.5298 318 0.2305 Fig.12-8 : Tarissement naturel des eaux du CI sur l’Atlas saharien et sur l’Adrar Ben Drich au cours des derniers

10000 ans.

Sur ces figures 12-8a et b, on peut voir qu’analytiquement, le niveau piézométrique de l’Atlas saharien baisse régulièrement au cours des 10000 dernières années. L’aquifère tarit dans la section B-F au bout de 7500 ans. Dans la section A-ET, la baisse est de 7.25 mm/an, pour les 4000 dernières années. Le niveau piézométrique de l’Adrar Ben Drich, dans

Fig.12-8a : Evolution des charges hydrauliques

Fig.12-8b : Evolution des débits

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

010002000300040005000600070008000900010000Ans (Before Present)

h (m

)

hA_Atlas-A

hB_Atlas-B

hC_Adrar BD

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

010002000300040005000600070008000900010000

Ans (Before Present)

Q (m

3/s)

QA_Atlas-A

QB_Atlas-B

QC_Adrar-BD

183

la section C-AT, a aussi régulièrement baissé, au cours des 10000 dernières années, au taux de 23 mm/an pour les 4000 dernières années. Dans cette dernière section, la différence avec le taux de tarissement, de 9 mm/an, calculé par IDROTECNECO (1982a) réside dans la surface des affleurements (25000 km2) considérée et la porosité (10%) adoptée par cette étude.

Ces figures montrent qu’analytiquement, l’hypothèse de la recharge nulle est inacceptable sur l’Atlas saharien. Par contre, sur l’Adrar Ben Drich, où les hauteurs piézométriques sont proches de celles observées actuellement, la recharge nulle est acceptable.

12.4. Régime transitoire depuis le début de l’Holocène Le régime permanent au début de l’Holocène étant établi, nous procédons à une

simulation en régime transitoire depuis le début de l’Holocène, avec l’hypothèse de recharge nulle avancée ci-dessus. Pour toutes les couches du modèle, les changements apportés par rapport au régime permanent au début de l’Holocène sont les suivants :

• les potentiels imposés en régime permanent sont relâchés. • les charges initiales sont celles calculées en régime permanent au début de l’Holocène. • les coefficients d’emmagasinement sont introduits. • le modèle est suivi sur 10000 ans avec des pas de temps de 200 ans (ce qui équivaut à

50 phases). Les résultats de cette simulation reproduisant le tarissement de l’aquifère depuis 10000

ans sont portés sur le tableau 12-4, Fig.12-9 et 12-10. La fin du tarissement depuis le début de l’Holocène correspondrait à l’état de référence 1900. Tableau 12-4 : Bilans à la fin du tarissement depuis 10000 ans BP et à l’état naturel 1900

La comparaison du bilan de la fin du tarissement depuis 10000 ans BP (Tableau 12-4) à celui de l’état naturel 1900 présente une recharge nulle aux zones d’alimentations des nappes, dans le modèle de l’Holocène. Le débit du Paléozoïque vers le CI a augmenté de 1 m3/s par rapport à l’état naturel 1900. Le débit de l’Exutoire tunisien et celui des chotts et sebkhas est plus faible à la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène. Par contre, celui des Foggaras a légèrement augmenté. La représentation des cartes piézométriques à

CONTINENTAL INTERCALAIRE

10000 ans BP

Arrivée du transitoire depuis 10000 ans BP

1900 COMPLEXE TERMINAL

10000 ans BP

Arrivée du transitoire depuis 10000 ans BP

1900

Entrées (m3/s) Entrées (m3/s) Alimentation 28.39 0 9.4 Alimentation 40.9 0 18.2 Drainance Turonien 0.92 0.079 0.5 Drainance Turonien 9.71 4.46 4.10 Apport Cambro-Ordovicien

0.59 3.03 2

Contribution des réserves

0 7.86 0 Contribution des réserves

0 2.17 0

Total Entrées 29.9 10.96 11.9 Total Entrées 50.6 6.63 22.3 Sorties (m3/s) Sorties (m3/s) Pompages 0 0 0 Pompages 0 0 0 Drainance Turonien 4.59 3.49 3.49 Drainance Turonien 4.69 0.879 1.07 Saoura et S. Timimoun

2.25 1.057 0.64 Source Ain Tawargha

3.9 2.31 2.2

Foggaras 17.37 4.338 3.84 Chotts et Sebkhas Algérie-Tunisie

26.87 1.78 13.84

Exutoire tunisien 4.61 1.928 3.92 Kaam et Syrte 1.27 0.71 1.29 Golfe de Syrte 1.08 0.097 0.105 Sources Nefzaoua

Djerid 13.5 0.91 3.96

Total Sorties 29.9 10.91 11.9 Total Sorties 50.2 6.58 22.3

184

la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène (Fig.12-9 et 12-10) montre des directions des lignes de courants différentes de la configuration actuelle.

Fig.12-9 : Carte piézométrique du CT à la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène (correspondant à l’année 1900)

Fig.12-10 : Carte piézométrique du CI à la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène (correspondant à l’année 1900)

Rappelons que la simulation du régime transitoire depuis le début de l’Holocène a été conduite sans qu’aucune alimentation ne soit fixée aux zones de recharges des nappes. Les hauteurs piézométriques ont été fixées à leurs cotes maximales, à l’état initial, sur l’Atlas saharien, le Dahar, le Jebel Nefusa, l’Adrar Ben Drich, le Mzab, le Tademaït et le Tinrhert. Les cartes piézométriques ci-dessus sont donc le résultat d’un tarissement pur. Leur configuration dégage les constatations suivantes :

• Pour la nappe du CT : La lecture de la figure 12-9 montre des lignes de courant sur l’Atlas saharien, le Dahar et la dorsale du Mzab. L’allure des courbes piézométriques dénote, dans ces zones, une configuration complètement différente de celle qui est observée à l’état naturel. Ce résultat est inacceptable. La recharge nulle ne peut donc être envisagée sur l’Atlas saharien, le Dahar et sur le Mzab.

185

Ailleurs, par contre, les courbes piézométriques montrent une configuration identique à l’actuel. C’est le cas de l’Adrar Ben Drich, Jebel Nefusa et le Tademaït. L’hypothèse de la recharge nulle est donc acceptable dans ces zones.

• Pour la nappe du CI : La lecture de la figure 12-10 montre des lignes de courant sur l’Atlas saharien. L’allure des courbes piézométriques traduit un couloir d’écoulement allant de la région de Béchar vers l’Exutoire tunisien. Cela signifie que la nappe du CI serait alimentée à partir de la région de Béchar et que ses eaux s’écouleraient vers l’Exutoire tunisien. Cette configuration est complètement différente de celle qui est observée à l’état naturel. Ce résultat est inacceptable. La recharge nulle ne peut donc être envisagée sur l’Atlas saharien. Les lignes de courant présentent, sur le Dahar et le Jebel Nefusa, une configuration identique à celle de l’Atlas saharien. L’hypothèse de la recharge nulle y est donc inacceptable.

Ailleurs, par contre, les courbes piézométriques montrent une configuration identique à l’actuel ; notamment sur l’Adrar Ben Drich, le Tinrhert et le Tademaït. L’hypothèse de la recharge nulle est donc acceptable dans ces zones.

L’aquifère du Paléozoïque représente un cas particulier car les potentiels imposés en régime permanent ont été maintenus au cours du régime transitoire. Le Cambro-Ordovicien retient l’aquifère du CI sous la Hamada Al Hamra et dans l’Adrar Ben Drich. Il pourrait être responsable, en partie, du maintien de la configuration piézométrique dans ces zones.

Le tarissement de l’aquifère du CI aux affleurements de l’Atlas saharien et de l’Adrar Ben Drich, calculé par le modèle, est reporté sur les figures 12-11 et 12-12. La figure 12-11, représentant la baisse des charges hydrauliques, montre qu’elles ont régulièrement baissé au cours des 10000 dernières années. Cette baisse s’est faite à raison de 10 mm/an dans la section Atlas-Foggaras (B-F) (Fig.12-6) et 11 mm/an dans la section Atlas-Exutoire tunisien (A-ET), à la fin de la période (4000 dernières années). Les niveaux piézométriques de l’Adrar Ben Drich ont aussi baissé au cours des 10000 dernières années, dans la section Adrar Ben Drich-Ain Tawargha (C-AT), avec un taux de 7 mm/an pour les 4000 dernières années.

Toutefois, sur l’Atlas, les cotes piézométriques calculées à la dernière phase du transitoire sont, de très loin, inférieures à celles de l’état actuel. Ce résultat réfute l’hypothèse de la recharge nulle. On notera que pour l’Adrar Ben Drich, la baisse calculée par le modèle (7 mm/an) est très voisine de l’évaluation d’IDROTECNECO (1982a) (9 mm/an). Le niveau piézométrique calculé à la dernière phase du transitoire est voisin de celui de l’état actuel. La concordance des résultats dans l’Adrar Ben Drich plaide pour la recharge nulle.

La figure 12-12 représente la baisse des débits aux exutoires de la nappe du CI. Elle indique que les débits maximums que peuvent avoir ces exutoires sont de 17.37 m3/s pour les Foggaras, 4.61 m3/s pour l’Exutoire tunisien et 3.9 m3/s pour Ain Tawargha. Le modèle reproduit leur tarissement et les évalue, à la dernière phase du régime transitoire, à 1.81 m3/s pour les Foggaras, 1.87 m3/s pour l’Exutoire tunisien et 2.2 m3/s pour Ain Tawargha.

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

010002000300040005000600070008000900010000Ans (Before present)

h (m

)

Atlas A

Atlas B

Adrar BD

Fig.12-11 : Evolution des charges hydrauliques sur l’Atlas et l’Adrar Ben Drich

186

Fig.12-12 : Evolution des débits dans l’Exutoire tunisien, aux Foggaras et à Ain Tawargha

Des points de contrôle ont été fixés dans le modèle afin de suivre le tarissement depuis le début de l’Holocène, à l’intérieur du bassin. Sur la figure 12-13, ci-dessous, on peut lire la baisse des charges hydrauliques, calculée par le modèle. A la fin de la période (4000 dernières années), elle est de 9 mm/an dans la région d’El Goléa, 7 mm/an dans la région de Touggourt, 3 mm/an dans la région de Tozeur et 5 mm/an dans la région de Ghadamès. La région d’El Goléa, située dans la zone à nappe libre, subit un tarissement linéaire dès le début de l’Holocène.

Fig.12-13 : Evolution des charges hydrauliques à l’intérieur du bassin

12.5. Comparaison entre l’état 1900 et la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène

Pour matérialiser l’impact de la recharge nulle sur le modèle du SASS, nous nous proposons d’étudier les différences piézométriques calculées par le modèle, entre l’état 1900 et la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène (10000 ans BP).

• Nappe du CT Les cartes des différences de charges entre le régime permanent 1900 et la fin du

tarissement depuis le début de l’Holocène (Arrivée de 10000 ans BP), représentées sur les figures 12-13 et 12-14 révèlent, pour le CT (Fig.12-14), que les hauteurs piézométriques à la

0

5

10

15

20

25

010002000300040005000600070008000900010000

Ans ( before present)

Q (m

3/s)

ET

Fogg

Ain Taw

0

100

200

300

400

500

600

010002000300040005000600070008000900010000Ans (Before present)

h (m

)

El GoléaTouggourtTozeurGhadames

187

fin du tarissement depuis 10000 ans BP sont inférieures à celles de l’état de référence 1900. Des différences de charges très importantes sont notées vers le Nord-Ouest, où elles dépassent 400 m. Ces différences atteignent 200 m dans la limite Ouest (Mzab) et sur le Dahar. Elles atteignent 250 à 300 m au Sud de la Libye et sur le Jebel Nefusa. Dans la région des chotts, ces différences sont plus faibles (inférieures à 50 m) mais n’atteignent pas zéro.

En Libye, dans la zone de Wadi Kaam et Aïn Tawargha, les différences de charge sont très faibles, voire nulles. Des valeurs inférieures à 50 m ont été trouvées dans la sebkha Mezzezzem et vers la limite Sud-Est. Nous retiendrons pour la nappe du CT qu’avec des conditions de recharge nulle, le modèle ne reproduit pas l’état de référence 1900, notamment aux zones d’alimentations de l’Atlas, du Mzab et du Dahar. Les différences faibles notées aux exutoires sont plausibles et se justifient par les conditions imposées dans ces zones.

• Nappe du CI Quant à la nappe du CI, (Fig.12-15), des constatations comparables à celles de la

nappe du CT se dégagent. Sur l’Atlas saharien, le Dahar tunisen et le Jebel Nefusa, principales zones d’alimentation de la nappe, les hauteurs piézométriques à la fin du tarissement depuis 10000 ans BP sont, là aussi, inférieures à celles de l’état de référence 1900. Les différences de charge sont importantes sur l’Atlas saharien et sur le Dahar tunisien où elles atteignent 300 m. Elles atteignent 150 m sur le Jebel Nefusa.

Les différences de charges faibles aux exutoires (Foggaras, vallée de la Saoura, Exutoire tunisien et Tawargha) se justifient par les conditions imposées dans ces zones. Les valeurs négatives (pouvant atteindre -100 m) notées dans la zone du Tinrhert et de l’Adrar Ben Drich s’expliquent par une barrière de transmissivités faibles fixée dans la zone.

Nous pouvons aussi retenir, pour la nappe du CI, qu’avec des conditions de recharge nulle, le modèle ne reproduit pas l’état de référence 1900, notamment aux zones d’alimentations de l’Atlas, du Dahar et de Jebel Nefusa.

Fig.12-14 : Ecarts de niveaux piézométriques du CT (état 1900 – fin du tarissement depuis 10000 ans BP)

188

Fig.12-15 : Ecarts de niveaux piézométriques du CI (état 1900 – fin du tarissement depuis 10000 ans BP)

Conclusion La suppression des pompages dans le modèle du SASS, pour établir l’état naturel,

engendre une remontée piézométrique aux nappes du CT et du CI. Il a été procédé à la reconstitution de la piézométrie des nappes au début de l’Holocène, pour simuler leur tarissement. Trois sections d’écoulement ont ainsi été isolées à partir de la piézométrie au début de l’Holocène. L’étude analytique du tarissement des nappes dans ces sections a montré que l’hypothèse de recharge nulle est inacceptable sur l’Atlas saharien, mais elle demeure plausible dans l’Adrar Ben Drich. D’après les calculs analytiques, sur l’Atlas saharien, la nappe du CI tarit complètement au bout de 7500 ans, dans la section Atlas-Foggaras. On peut noter que le début de l’Holocène n’est pas figé. Certains auteurs indiquent qu’il y a eu des périodes humides vers 5000 - 6000 ans BP (COUVERT, 1972).

Partant de la situation piézométrique au début de l’Holocène, nous avons simulé le tarissement des nappes au cours des 10000 dernières années, avec des conditions de recharge nulle. Au terme de cette simulation, la configuration piézométrique obtenue dans l’Adrar Ben Drich, le Tinrhert et le Tademaït est identique à celle observée actuellement. L’hypothèse de la recharge nulle peut donc être admise dans ces zones.

Par contre, sur l’Atlas, le Dahar, le Jebel Nefusa et le Mzab, la configuration piézométrique obtenue est complètement différente de celle observée actuellement. Les cartes piézométriques à la fin du tarissement depuis le début de l’Holocène présentent des lignes de courant dans ces zones d’alimentations ; ceci ne concorde pas avec la configuration des cartes piézométriques actuelles. De plus, les hauteurs piézométriques calculées durant cette phase sont inférieures à celles de l’état de référence 1900.

Il ressort de cette simulation de paléorecharge que l’hypothèse de recharge actuelle nulle est inacceptable sur l’Atlas saharien, le Dahar, le Jebel Nefusa et le Mzab, d’où la nécessité d’approfondir l’étude de la recharge actuelle dans ces régions.

189

QUATRIEME PARTIE : MODELISATION HYDROLOGIQUE DE

LA RECHARGE DU SASS

190

RESUME DE LA QUATRIEME PARTIE La recharge nulle étant inacceptable dans certaines régions sahariennes, il était,

alors, intéressant de pouvoir quantifier les lames d’eau ruisselées à partir des pluies, ainsi que la part qui s’infiltre dans le sol. Il est ainsi procédé à la modélisation hydrologique de la recharge. Nous nous sommes intéressé à la nappe du CI et avons procédé à la quantification de son débit d’alimentation provenant de l’Atlas saharien ; et ce, en utilisant un modèle hydrologique à réservoirs. Les processus se déroulant dans chaque réservoir sont décrits par des équations de bilan spécifique.

Il a été procédé à la collecte des données des stations pluviométriques et hydrométriques situées sur le versant Sud de l’Atlas saharien. Ces données montrent que de tous les bassins descendant du versant Sud de l’Atlas, les bassins-versants des oueds Namous et Seggeur sont les seuls à disposer à la fois de stations pluviométrique et hydrométrique. Le modèle est calé sur les crues, exprimées en débits moyens journaliers, des oueds Namous et Seggeur. Nous avons utilisé les données de pluie journalières mesurées aux stations de Ain Sefra pour l’oued Namous et de Brezina pour l’oued Seggeur.

La période de calage dans le bassin-versant de l’oued Namous correspond aux années d’observation à la station hydrométrique de Ain El Hadjaj ; soit trois années : de Septembre 1973 à Août 1976. La période de calage dans le bassin-versant de l’oued Seggeur correspond aux années d’observation à la station hydrométrique de Kheneg El Araouia ; soit trois années : de Septembre 1974 à Août1977.

L’aptitude du modèle à reproduire la réalité est jugée sur les séries complètes, en comparant les hydrogrammes de crues calculés par le modèle à ceux observés aux stations de Ain El Hadjaj pour le bassin-versant de l’oued Namous et de Kheneg El Araouia pour le bassin-versant de l’oued seggeur. La quantification de la qualité du calage est donnée par le critère de Nash et l’écart relatif.

Le modèle a pu, ainsi, être calé sur ces périodes et a permis d’estimer l’infiltration dans les affleurements du CI des bassins-versant où l’on dispose d’informations pluviométriques. Cette estimation peut, toutefois, paraître grossière car en réalité, c’est une partie du volume infiltré dans le bassin-versant amont qui intègre les affleurements perméables utiles du Continental intercalaire ; l’autre est drainée par les formations imperméables. Il nous a alors paru nécessaire de clarifier ce phénomène en traitant séparément et en parallèle les affleurements perméables et imperméables par un modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued. Ceux-ci ont été cartographiés.

Comme le modèle précédent, ce second modèle est aussi calé sur les crues des oueds Namous et Seggeur et utilise les mêmes données. La procédure de calage est la même adoptée précédemment. Ce second modèle a pu, aussi, être calé sur ces périodes et a permis d’estimer l’infiltration aux bassins-versants où l’on dispose d’informations pluviométriques.

Ce second modèle apporte plus de précisions sur le volume infiltré dans les affleurements perméables des bassins-versants amonts. Toutefois, des incertitudes demeurent quant au volume infiltré à l’aval, calculé par ces deux modèles. Il a été, alors, jugé très utile de cerner celui-ci, par un modèle de Propagation Infiltration des Crues d’Oueds en Région Saharienne (PICORS). Pour modéliser l’infiltration dans les oueds des versants Sud de l’Atlas saharien, le logiciel PICORS utilise une fonction Bief qui représente le tronçon de l’oued et simule les écoulements dans les lits d’oueds. Faute de paramètres de contrôle, des tests de sensibilités ont ainsi été effectués sur les paramètres de ce modèle et ont amené à en retenir une combinaison. Ce modèle a permis de mieux connaître l’infiltration dans les lits d’oueds à l’aval des bassins-versants amonts. L’infiltration dans les bassins versants où l’on ne dispose d’aucune information pluviométrique est estimée en transposant les résultats des bassins-versants voisins. L’analyse et la critique des résultats ont conduit à l’évaluation du débit d’alimentation de la nappe du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas saharien.

191

Chap.13 : UN MODELE HYDROLOGIQUE A RESERVOIRS POUR REPRESENTER LA RECHARGE DU SASS

Introduction Nous avons vu que la recharge nulle est inacceptable dans certaines régions

sahariennes. Les pluies intenses, encore observées au Sahara peuvent donner lieu à des ruissellements importants. Il serait alors intéressant de pouvoir quantifier les lames d’eau ruisselées à partir des pluies, ainsi que la part qui s’infiltre dans le sol. Dans ce chapitre, nous nous intéressons à la nappe du CI et nous proposons de procéder à la quantification de son débit d’alimentation provenant de l’Atlas saharien ; et ce, en utilisant un modèle hydrologique à réservoirs.

13.1. Le modèle d’infiltration Dans cette perspective, nous avons mis au point un modèle de bilan, constitué de

trois réservoirs (Fig.13-1) : un réservoir de bilan et deux réservoirs de transfert. Les processus se déroulant dans chaque réservoir sont décrits par des équations de bilan spécifique. Ces équations permettent de déterminer, à la fin de chaque pas de temps, le niveau de remplissage de chaque réservoir, les échanges par infiltration ou percolation entre réservoirs, et les pertes du système (évapotranspiration réelle et ruissellement de surface). Les équations utilisées sont définies et détaillées ci-dessous. Leurs paramètres sont indiqués sur la figure suivante :

Fig.13-1 : Schéma du modèle de bilan

Les équations régissant le cycle de l’eau à travers les réservoirs sont intégrées et résolues au pas de temps du modèle (une journée). Les équations, exécutées en séquence, dans un tableur EXCEL, sont les suivantes : Réservoir de bilan :

Si PB ≥ Seuil ⇒ Rr = Seuil ⇒ PN = PB - Seuil Si PB < Seuil ⇒ Rr = PB ⇒ PN = 0

PB : Pluie brute PN : Pluie nette RFU : Réserve facilement utilisable R1 : Réserve du sol ETP : Évapotranspiration potentielle ETR : Évapotranspiration réelle ET : Écoulement total Es : Ecoulement superficiel I : Quantité infiltrée Cimax : Capacité d’infiltration

maximale Ru : Ruissellement superficiel α : Coefficient de ruissellement Rr : Ruissellement rapide RT : Ruissellement total

Réservoir de bilan

Réservoirs de Transfert

Ru =α.Es

ET

ETR PB

RFU

R1

Cimax

I

EsPN

Rr

Rr RT

(1-α) Es

Réservoir d’infiltration Réservoir de ruissellement

192

ETR = min (ETP ; R1 + P) ET = max ( 0 ; P + R1 – ETR – RFU) R1 = min (0;(R1 + P – ETR ; RFU)) Réservoirs de transfert : I = min (ET ; Cimax) Es = min (0 ; ET – Cimax) Ru = α × Es RT = Ru + Rr Le terme ((1-α) × Es) du jour (j) est repris dans le réservoir de bilan à la fin de la journée. Il sera ajouté à la pluie nette du lendemain (jour j+1) et participe au bilan du jour j+1. Il correspond à l’écoulement hypodermique.

13.1.1. Données du modèle Il a été procédé à la collecte des données des stations pluviométriques et

hydrométriques situées sur le versant Sud de l’Atlas saharien. La position de ces stations est portée sur les figures 13-2a et 13-2b. Les tableaux 13-1 et 13-2 renseignent sur leurs caractéristiques. Fig. 13-2 a: Carte de situation des stations pluviométriques et hydrométriques sur l’Atlas saharien (les numéros 1 à 7 : stations hydrométriques ; 8 à 22 : stations pluviométriques, renvoient aux tableaux 13-1 et 13-2)

BV . Oued Mehaiguene

BV . Oued Zergoun

BV . Oued Mazar BV . Oued Et

Toumiat

BV . Oued Namous

BV . Oued Rharbi

BV . Oued Seggeur

33°

31°

0° 1° E1° W 2°

BV . Oued Béchar - Saoura

193

Fig. 13-2b : Carte de situation des stations pluviométriques et hydrométriques sur l’Atlas saharien (les numéros 1 à 7 : stations hydrométriques ; 8 à 22 : stations pluviométriques, renvoient aux tableaux 13-1 et 13-2)

Tableau 13-1 : Stations hydrométriques sur l’Atlas saharien

Tableau 13-2 : Stations pluviométriques sur l’Atlas saharien

NUMERO CODE NOM Oued Altitude

(m) P moy (mm)

Période d'observation

Nb d'années complètes Source

8 130356 Ain Sefra Namous

1072 128 1971-1989 14 ANRH (2003)

9 130339 El Abiod Sidi Cheikh Rharbi 903 101 1908-1989 45 ANRH (2003) 10 130344 Brezina Seggeur 927 97 1954-1989 23 ANRH (2003) 15 060105 Laghouat Nessaad 762 1975-1976 0 ANRH (2003) 13 060102 Tadjemout Mzi 1047 77 1969-1989 17 ANRH (2003) 12 060104 Sekhafa Mzi 995 122 1971-1989 13 ANRH (2003) 11 060202 Ain Mehdi El Nekrebets 980 146 1969-1994 13 ANRH (2003) 14 060302 El Haouita Nessaad 900 91 1968-1987 16 ANRH (2003) 18 060401 Sidi Makhlouf Bou Drine 900 84 1967-1989 17 ANRH (2003) 16 060403 Ksar El Hirane Djedi 710 98 1970-1989 16 ANRH (2003) 19 060502 Ain El Bel Moudjbara 1031 156 1969-1989 5 ANRH (2003) 17 060506 Douis Douis 1190 94 1969-1989 18 ANRH (2003) 20 060602 Messaad Mergueb 790 125 1954-1989 23 ANRH (2003) 21 060902 Sidi Khaled 212 48 1972-1989 17 ANRH (2003) 22 061416 Biskra 274 97 1975-1989 14 ANRH (2003)

Les figures 13-2a et 13-2b montrent que de tous les bassins descendant du versant Sud de l’Atlas, les bassins-versants des oueds Namous et Seggeur sont les seuls à disposer à la fois de stations pluviométrique et hydrométrique. Les séries mensuelles de ces stations sont portées sur les figures 13-3 et 13-4.

NUMERO BV CODE AN_OBS NOM OUED ALT (m)

SUP_BV (km2)

1 6 061201 1968-1980 El Kantara El Hai 520 1170 2 6 061301 1979-1995 Djemorah Djemorah 420 7950 3 6 061502 1972-1994 Mchouneche El Abiod 295 1050 4 6 061801 1972-1994 Khangat Sidi N. El Arab 190 2080 5 6 062308 1974-1995 Ain Babouche Cheria 129 6 13 130321 1974-1977 Kheneg El Araouia Seggueur 1276 3905 7 13 130345 1973-1976 Ain El Hadjaj Rhouiba 1040 2800

Djelfa

194

Fig.13-3: Pluies et débits mensuels aux stations de Ain Sefra et Ain el Hadjaj (d’après ANRH, 2003) Fig.13-4 : Pluies et débits mensuels aux stations de Brezina et Kheneg El Araouia (d’après ANRH, 2003)

Ces données brutes bien que paraissant complètes, individuellement, présentent néanmoins quelques lacunes lorsqu’elles sont confrontées. Sur la Fig.13-3, on peut constater que des pluies non négligeables ne possèdent pas de mesures de crues correspondantes. L’analyse des données mensuelles ayant permis d’aboutir à la Fig.13-4 dégage la même constatation que la figure précédente, et montre que les mois de septembre et octobre 1976 sont exceptionnellement pluvieux.

Evapotranspiration : Les mesures de l’ETP, effectuées en Algérie, concernent surtout la partie Nord de l’Atlas saharien. Faute de mesures sur le flanc Sud de l’Atlas, nous utiliserons les mesures de l’ETP observées à la station météorologique de Djorf Torba (Fig.13-5), dont le total annuel est de 2623 mm et se situerait dans les ordres de grandeurs de l’évapotranspiration sur l’Atlas saharien.

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

sept

-74

nov-

74

janv

-75

mar

s-75

mai

-75

juil-

75

sept

-75

nov-

75

janv

-76

mar

s-76

mai

-76

juil-

76

sept

-76

nov-

76

janv

-77

mar

s-77

mai

-77

juil-

77

Date

Q (m

3/s)

Qmoy mens (m3/s)

Pluies moy (m3/s)

0102030405060708090

100

juil-

73

oct-7

3

janv

-74

avr-

74

juin

-74

sept

-74

mar

s-75

juin

-75

sept

-75

mar

s-76

juin

-76

Date

Q (m

3/s)

Pluies moy mens (m3/s)

Q moy mens traité (m3/s)

195

Fig. 13-5 : ETP mensuelle à la station de Djorf Torba (d’après MEKIDECHE et al., 1995)

13.1.2. Calage du modèle Le modèle sera calé sur les crues, exprimées en débits moyens journaliers, des

oueds Namous et Seggeur. Nous utiliserons les données de pluies journalières mesurées aux stations de Ain Sefra pour l’oued Namous et de Brezina pour l’oued Seggeur.

La période de calage dans le bassin-versant de l’oued Namous correspond aux années d’observation à la station hydrométrique de Ain El Hadjaj ; soit trois années : de Septembre 1973 à Août 1976. La période de calage dans le bassin-versant de l’oued Seggeur correspond aux années d’observation à la station hydrométrique de Kheneg El Araouia ; soit trois années : de Septembre 1974 à Août 1977.

L’aptitude du modèle à reproduire la réalité sera jugée sur les séries complètes, en comparant les hydrogrammes de crues calculés par le modèle à ceux observés aux stations de Ain El Hadjaj pour le bassin-versant de l’oued Namous et de Kheneg El Araouia pour le bassin-versant de l’oued seggeur.

Quatre paramètres restent inconnus: Cimax, RFU, α et Rr. Le calage consiste à fixer α et Rr, et tester différentes combinaisons de Cimax et de RFU afin de restituer les volumes ruisselés dans les deux oueds. Puis, une fois ces volumes approchés, revenir sur le coefficient de ruissellement (α) et le seuil (Rr), et procéder à des ajustements. Plusieurs opérations seront ainsi effectuées pour reconstituer les hydrogrammes de crues.

La méthode utilisée pour comparer les hydrogrammes de crues, calculés et observés, est leur reproduction graphique sur la même figure. Le calage sera jugé acceptable si les hydrogrammes calculés épousent fidèlement les allures de celles correspondantes, données par les observations.

Pour quantifier la qualité du calage, deux critères sont utilisés : le critère de Nash et le critère de l’écart relatif, donnés par les expressions ci-dessous : Nash (%) = (1 – (∑(Qobservés – Qcalculés)² / ∑(Qobservés – Qobservésmoyen)²)) × 100

Ecart relatif (Erreur) (%) = ABS((∑Qobservés – ∑Qcalculés) / ∑Qobservés) × 100 Le calage sera jugé acceptable, si le critère de Nash est proche de 1 et l’erreur proche de zéro. Le cas idéal étant un Nash égal à 1, et une erreur égale à 0.

13.1.3. Résultats du modèle Les hydrogrammes de crues reconstituées au terme du calage sont portés sur la

figure 13-6. Le modèle a été jugé assez correctement calé (sauf pour 13-6d) pour des

050

100150200250300350400450

sept

embr

e

octo

bre

nove

mbr

e

déce

mbr

e

janv

ier

févr

ier

mar

s

avril

mai

juin

juille

t

août

Mois

ETP

(mm

)

196

valeurs de RFU = 11mm, Cimax = 0.5 mm/j, seuil = 0.06 et α = 0.035, pour le bassin-versant de l’oued Namous (Fig.13-6a à 13-6g). Nous remarquons que pour les figures 13-6a à 13-6g, l’allure des hydrogrammes de crues observées est assez correctement reconstituée par le modèle.

Crue du 13 au 16/04/76

0

5

10

15

20

25

11-avr-76

12-avr-76

13-avr-76

14-avr-76

15-avr-76

16-avr-76

17-avr-76

18-avr-76

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

e

Crue du 18 au 19/11/73

00.5

11.5

22.5

33.5

16-nov-73

17-nov-73

18-nov-73

19-nov-73

20-nov-73

21-nov-73

22-nov-73

date

calc

mes

a

Crue du 22 au 29/04/76

05

10152025303540

20-avr-74

21-avr-74

22-avr-74

23-avr-74

24-avr-74

25-avr-74

26-avr-74

27-avr-74

28-avr-74

29-avr-74

Date

calc

mes

b

Crue du 14 au 21/02/75

01234567

12-févr-75

13-févr-75

14-févr-75

15-févr-75

16-févr-75

17-févr-75

18-févr-75

19-févr-75

20-févr-75

21-févr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

c

crue du 11 au 14/04/75

05

101520253035

9-avr-75

10-avr-75

11-avr-75

12-avr-75

13-avr-75

14-avr-75

15-avr-75

16-avr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

d

Crue du 19 au 23/04/75

05

1015202530

17-avr-75

18-avr-75

19-avr-75

20-avr-75

21-avr-75

22-avr-75

23-avr-75

24-avr-75

25-avr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

f

Crue du 30/06/1976 au 05/07/1976

0102030405060

28-juin-76

29-juin-76

30-juin-76

1-juil-76

2-juil-76

3-juil-76

4-juil-76

5-juil-76

6-juil-76

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

g Fig.13-6 (a, b, c, d, e, f, g) : Résultats du calage dans le bassin-versant de l’oued Namous

197

Des valeurs de RFU = 1 mm, Cimax = 0.5 mm, seuil = 0.08 et α = 0.03, ont conduit au résultat ci-dessous (Fig.13-6h à 13-6m) pour le bassin-versant de l’oued Seggeur. Les hydrogrammes calculés sont là aussi assez comparables aux mesures. Les figures 13-6j et 13-6h sont moins bien calées que les autres.

Fig.13-6 (h, i, j, k, l, m) : Résultats du calage dans le bassin-versant d’oued Seggeur

Pour apprécier l’écart entre le volume ruisselé (Vr) observé et le volume ruisselé calculé, différentes combinaisons de valeurs des paramètres ont été testées. La quantification de la qualité du calage est donnée par le critère de Nash et l’écart relatif. Pour les deux bassins-versants de l’oued Namous et de l’oued Seggeur, les résultats de l’application des différentes combinaisons dans le modèle sont portés sur les tableaux 13-3 et 13-4.

Crue du 26/11 au 01/12/75

05

101520253035

24-nov-75

25-nov-75

26-nov-75

27-nov-75

28-nov-75

29-nov-75

30-nov-75

1-déc-75

2-déc-75

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

i

Crue du 06 au 07/03/76

0

5

10

15

20

25

4-mars-76

5-mars-76

6-mars-76

7-mars-76

8-mars-76

9-mars-76Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

j

Crue du 20 au 25/09/76

020406080

100

18-sept-

76

19-sept-

76

20-sept-

76

21-sept-

76

22-sept-

76

23-sept-

76

24-sept-

76

25-sept-

76

26-sept-

76

27-sept-

76Dat e

Q (m

3/s)

Calc

Mes

k

Crue du 13 au 15/04/75

0

5

10

15

20

10-avr-75 12-avr-75 14-avr-75 16-avr-75 18-avr-75Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

h

Crue du 01 au 04/10/76

020406080

100120

29-sept-

76

30-sept-

76

1-oct-76

2-oct-76

3-oct-76

4-oct-76

5-oct-76

6-oct-76

7-oct-76

8-oct-76

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

l

Crue du 17 au 18/05/77

02468

1012

15-mai-77

16-mai-77

17-mai-77

18-mai-77

19-mai-77

20-mai-77

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

m

198

Tableau 13-3 : Bilan et écart relatif entre Vr calculé et Vr mesuré dans le bassin-versant de l’oued Namous RFU (mm)

Cimax (mm/j)

Seuil (mm)

Vp (Mm3) Vetr (Mm3) Vr obs (Mm3/an)

Vr calc (Mm3/an)

Nash (%)

Ecart relatif du Vr

Vi (Mm3/an)

Bilan

6 0.4 0.06 0.035 1617.000 1536.488 34.973 45.792 78 0.309 34.720 0.006 0.5 0.06 0.035 1617.000 1528.354 34.973 45.246 81 0.294 43.400 0.007 0.5 0.06 0.035 1617.000 1536.644 34.973 42.556 89 0.217 37.800 0.008 0.5 0.06 0.035 1617.000 1542.689 34.973 40.148 95 0.148 34.163 0.009 0.4 0.06 0.035 1617.000 1552.854 34.973 38.386 98 0.098 25.760 0.009 0.5 0.06 0.035 1617.000 1546.835 34.973 37.965 98 0.086 32.200 0.009 0.6 0.06 0.035 1617.000 1541.350 34.973 37.564 99 0.074 38.086 0.00

10 0.4 0.06 0.035 1617.000 1559.366 34.973 36.497 100 0.044 21.137 0.0010 0.5 0.06 0.035 1617.000 1555.862 34.973 36.199 100 0.035 24.939 0.0010 0.6 0.06 0.035 1617.000 1551.399 34.973 35.902 100 0.027 29.699 0.0010 0.7 0.06 0.035 1617.000 1546.936 34.973 35.605 100 0.018 34.459 0.0011 0.5 0.06 0.035 1617.000 1558.810 34.973 34.587 100 0.011 23.603 0.0011 0.6 0.06 0.035 1617.000 1554.617 34.973 34.300 100 0.019 28.083 0.0012 0.5 0.06 0.035 1617.000 1561.534 34.973 33.066 99 0.055 22.400 0.00

Tableau 13-4 : Bilan et écart relatif entre Vr calculé et mesuré dans le bassin-versant de l’oued Seggeur RFU (mm)

Cimax (mm/j)

Seuil (mm)

Vp (Mm3) Vetr (Mm3) Vr obs (Mm3/an)

Vr calc (Mm3/an)

Nash (%)

Ecart relatif du Vr

Vi (Mm3/an)

Bilan

0.5 0.5 0.08 0.03 1607.298 1442.599 80.438 82.152 100 0.021 82.547 0.001 0.4 0.08 0.03 1607.298 1460.225 80.438 81.320 100 0.011 65.753 0.001 0.5 0.08 0.03 1607.298 1446.843 80.438 79.886 100 0.007 80.569 0.002 0.4 0.08 0.03 1607.298 1469.378 80.438 76.912 100 0.044 61.008 0.002 0.5 0.08 0.03 1607.298 1456.987 80.438 75.546 99 0.061 74.764 0.003 0.4 0.08 0.03 1607.298 1475.959 80.438 72.769 98 0.095 58.570 0.003 0.5 0.08 0.03 1607.298 1463.820 80.438 71.444 97 0.112 72.034 0.004 0.4 0.08 0.03 1607.298 1483.087 80.438 68.787 95 0.145 55.425 0.004 0.5 0.08 0.03 1607.298 1471.387 80.438 67.574 94 0.160 68.338 0.005 0.4 0.08 0.03 1607.298 1491.860 80.438 65.454 92 0.186 49.984 0.005 0.5 0.08 0.03 1607.298 1480.446 80.438 64.372 91 0.200 62.480 0.006 0.4 0.08 0.03 1607.298 1497.315 80.438 61.984 88 0.229 47.999 0.006 0.5 0.08 0.03 1607.298 1487.261 80.438 60.944 87 0.242 59.093 0.007 0.5 0.08 0.03 1607.298 1493.505 80.438 57.766 82 0.282 56.027 0.00

Le tableau 13-3 montre que pour le bassin-versant de l’oued Namous, la combinaison "RFU = 11 mm et Cimax = 0.5 mm/j" présente l’écart relatif, sur les trois années de référence, entre le Vr observé et le Vr calculé le plus faible (1.1%) avec un coefficient de Nash de 100%.

Pour le bassin-versant de l’oued Seggeur, c’est la combinaison "RFU = 1 mm et Cimax = 0.5 mm/j" qui présente l’écart relatif, sur les trois années de référence, entre le Vr observé et le Vr calculé le plus faible (0.7%) avec un coefficient de Nash de 100% (tableau 13-4).

13.2. Estimation de l’infiltration dans les affleurements du CI des bassins du versant Sud de l’Atlas saharien

Le modèle validé sur les séries de mesures des oueds Namous et Seggeur peut maintenant être appliqué aux séries de mesures pluviométriques des bassins du versant Sud de l’Atlas saharien afin d’estimer l’infiltration.

Le débit ruisselé à l’aval, dans le tronçon de l’oued après la station hydrométrique (Vr), est obtenu en multipliant la lame d’eau ruisselée par la surface du bassin-versant. Ce débit va parcourir les affleurements sur une longueur L.

α

α

199

Pour calculer l’infiltration à l’aval, nous allons considérer que les oueds Namous et Seggeur présentent les mêmes caractéristiques physiques que l’oued Zeroud, situé en Tunisie centrale (région semi-aride, caractérisée par une pluviométrie comparable à celle de l’Atlas saharien).

Connaissant L et Vr, nous allons déduire le volume infiltré (Vi aval) par analogie à ce qui a été fait par BESBES (1978) dans la région de Kairouan. Nous utilisons la courbe représentant l’infiltration en fonction du ruissellement de l’oued Zeroud (Fig.13-7). L’équation de la courbe de tendance fournit pour chaque volume ruisselé (Vr) le volume infiltré (Vi aval) correspondant.

Fig. 13-7 : Vi = f (Vr)

Ce volume infiltré (Vi aval), donné par l’équation, correspond au volume qui serait infiltré dans l’oued Zeroud (Vioz). Sachant que la longueur « utile infiltrante » de l’oued Zeroud est de Lz = 30 km ; connaissant les longueurs infiltrantes des oueds considérés : par exemple, oued Namous (L = 320 km) et oued Seggeur (L = 305 km) ; le rapport L / Lz fournit un coefficient d’infiltration dans l’oued en question. Ce coefficient est de 10,67 pour l’oued Namous et 10,17 pour l’oued seggeur. Les longueurs des oueds Namous et Seggeur étant trop importantes par rapport à celle de l’oued Zeroud, cela paraît impossible, car, d’après l’équation, cela ferait trois fois le ruissellement. Le volume infiltré dans l’oued à l’aval (Vio) = Vioz * coefficient. Le volume infiltré à l’amont (Vi amont) avant la station hydrométrique est égal à la lame d’eau infiltrée à l’amont (i) * la surface du bassin-versant. Ce volume infiltré à l’amont est très discutable, car en réalité, l’infiltration efficace (Vi aff) est limitée aux affleurements perméables utiles, définis dans le chapitre 5. Les séries de mesures pluviométriques observées aux bassins du versant Sud de l’Atlas saharien ont été analysées, mises en forme, et utilisées dans le modèle afin d’estimer l’infiltration. Ne disposant pas de tracés des bassins-versants non contrôlés, nous avons été amené à les délimiter à l’aide du modèle numérique de terrain, acquis dans le cadre du Projet SASS. Il s’agit du bassin d’El Abiod Sidi Cheikh et ceux des affluents de l’Oued Djedi.

Les valeurs de paramètres adoptées pour ces bassins résultent du calage du modèle aux bassins-versants des oueds Seggeur et Namous. Elles sont les moyennes de celles ayant donné les écarts relatifs entre Vr observé et Vr calculé les plus faibles, à savoir : RFU = 6 mm ; Cimax = 0.5 mm/j ; seuil = 0.06 et α = 0.035. Les résultats de l’application de ces paramètres pour tous les bassins-versants sont consignés dans le tableau 13-5.

y = 8E-07x3 - 0.0009x2 + 0.3149xR2 = 0.9995

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Vr (Mm3)

Vi (

Mm

3)

200

Tableau 13-5 : Bilan calculé aux bassins du versant Sud de l’Atlas saharien

Oued Station Apports moyens (mm)

Surface (Km2)

Apports (Mm3)

ETR (Mm3/an) Vi (Mm3/an)

Vr (Mm3/an) Bilan

Vi aff perm (Mm3/an)

Vi aval (Mm3/an) Période

Namous Ain Sefra 128 2800 357.609 334.915 11.326 11.369 0.000 2.277 11.369 17 ans Seggeur Brezina 92 3905 354.574 334.711 9.766 10.098 0.000 2.856 10.098 19 ans Rharbi Abiod S

Cheikh 101 7800 786.015 732.399 24.779 28.836 0.000 12.650 28.836 45 ans Mzi Sekhafa 122 3000 365.215 343.156 9.849 12.210 0.000 8.815 13 ans Nekrebets Ain Mehdi 146 714 104.348 98.961 2.363 3.024 0.000 1.629 13 ans Bou Drine Sidi

Makhlouf 84 1086 91.658 86.535 2.522 2.601 0.000 1.113 17 ans Mergueb Messaad 125 2230 279.099 263.115 7.106 8.878 0.000 3.486 23 ans Moudjbara Ain El Bel 156 1880 294.107 276.575 7.923 9.608 0.000 0.320 5 ans Douis Douis 99 480 47.533 44.684 1.295 1.554 0.000 0.148 18 ans Djedi Ksar El

Hirane 102 2880 293.436 275.609 8.266 9.561 0.000 0.141 16 ans Nessaad El

Haouita 91 1370 124.145 117.572 3.143 3.430 0.000 0.583 18 ans Total (Mm3/an) 3097.741 2908.232 88.339 101.170 0.000 34.017 50.303 Total (m3/s) 98.23 92.22 2.80 3.21 1.08 1.60

Le volume infiltré à l’aval, après la station hydrométrique, est évalué à 1.60 m3/s. Ce débit se perd dans les affleurements aquifères du Continental intercalaire ou dans les formations sus-jacentes du Tertiaire ou du Quaternaire.

Pour les sous-bassins des affluents de l’oued Djedi, le volume infiltré à l’aval se perdrait dans les formations mio-plio-quaternaires du Complexe terminal. Il n’est pas comptabilisé dans le débit d’alimentation du Continental intercalaire à partir de l’Atlas saharien.

Quant aux bassins-versants des oueds Namous, Seggeur et Rharbi, tout le volume infiltré à l’aval (1.60 m3/s) se perd dans les formations perméables du Mio-plio-quaternaire (Fig.13-8) et atteint le Continental intercalaire en l’absence d’imperméable entre les formations.

Le volume infiltré dans les affleurements perméables à l’amont des bassins-versants (1.08 m3/s) ) peut paraître imprécis car en réalité, pour un bassin-versant, c’est une partie de ce volume infiltré qui intègre les affleurements perméables utiles du Continental intercalaire ; l’autre est drainée par les formations imperméables.

Ces calculs n’ont pas concerné les bassins-versants des oueds Zergoun, Mazar, Mehaiguene, Et Toumiat et Zousfana, ne disposant d’aucune information pluviométrique (Fig.13-8), nous essayons de quantifier leurs apports respectifs plus loin.

Chap.13 : UN MODELE HYDROLOGIQUE A RESERVOIRS POUR LA RECHARGE DU SASS 201

Fig.13-8 : Carte lithologique du bassin de l’Atlas saharien

Affleurements perméables utiles du Continental intercalaire

Station hydrométrique

Conclusion

Le modèle hydrologique à réservoirs a permis de fixer les ordres de grandeur du débit d’alimentation de la nappe du Continental intercalaire provenant de l’Atlas saharien. Ces estimations peuvent, toutefois, paraître grossières car en réalité, c’est une partie du volume infiltré dans le bassin-versant amont qui intègre les affleurements perméables utiles du Continental intercalaire ; l’autre est drainée par les formations imperméables. D’où la nécessité de clarifier ce phénomène en traitant séparément et en parallèle les affleurements perméables et imperméables par un modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued.

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS 203

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS

Introduction Le modèle hydrologique à réservoirs fixe les ordres de grandeurs du volume infiltré

dans les bassins-versants amont mais traite les affleurements perméables et imperméables comme une seule entité. Il sera procédé, ici, à l’illustration et à la clarification du fonctionnement en parallèle des affleurements perméables et imperméables par un modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued. Ce modèle permettra d’apporter quelques précisions par rapport à celui élaboré dans le chapitre précédent, qui est beaucoup plus général.

14.1. Modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued Ce second modèle de bilan considère chaque bassin-versant comme un système

représentant deux sous-bassins qui fonctionnent en parallèle : le bassin des affleurements perméables utiles et le bassin des affleurements imperméables.

Il est présenté ci-dessous, pour chaque bassin-versant des oueds Namous et Seggeur, une carte lithologique avec limites du bassin et position de la station hydrométrique (Fig.14-1 et 14-2).

Les cartes lithologiques des bassins-versants des oueds Namous et Seggeur montrent que ceux-ci sont recouverts par les formations du Quaternaire ou Mio-plio-quaternaire, du Jurassique et du Continental intercalaire au sens strict. Dans cette partie du bassin du Sahara septentrional, le Jurassique inférieur et moyen (Lias-Dogger) comprend essentiellement des couches lagunaires constituées de sel, d’anhydrite et d’argile qui deviennent, par la suite, marines et se présentent sous forme de calcaires et argiles avec des bancs d’anhydrite. Le Jurassique est caractérisé par une permanence relative du régime marin avec des sédiments de milieu confiné (BUSSON, 1970 ; FABRE, 1976). Il est, de ce fait, considéré comme imperméable.

Les figures 14-3 et 14-4 représentent la subdivision de chaque bassin-versant en formation perméable et imperméable et l’extension de l’une par rapport à l’autre.

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS 204

Fig.14-1 : Carte lithologique du bassin-versant de l’oued Namous, avec limites du bassin-versant et position de la station hydrométrique Aïn El Hadjaj

Quaternaire indifférencié

Jurassique

Continental intercalaire

N

0 25 km

Station Hydrométrique

Limite du bassin versant

Station Pluviométrique

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS 205

Fig.14-2 : Carte lithologique du bassin-versant de l’oued Seggeur, avec limites du bassin-versant et position de la station hydrométrique Kheneg El Araouira

Quaternaire indifférencié

Jurassique

Continental intercalaire

Mio-plio-quaternaire

N

Station Hydrométrique

Station Pluviométrique

0 25 km

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS 206

Fig.14-3 : Extension des formations perméables et imperméables dans le bassin-versant de l’oued Namous

Affleurements imperméables

Affleurements perméables du CI

N

0 25 km

Station Hydrométrique

Station Pluviométrique

Chap.14 : REPRESENTATION DES AFFLEUREMENTS PERMEABLES UTILES ET BILAN DES BASSINS-VERSANTS 207

Fig.14-4 : Extension des formations perméables et imperméables dans le bassin-versant de l’oued Seggeur

Affleurements perméables du CI

Affleurements imperméables

N

Station Hydrométrique

Station Pluviométrique

0 25 km

Chaque sous-bassin possède sa RFU et son Cimax. Le Cimaxp des affleurements perméables sera déterminé par le calage. Le Cimaxi des affleurements imperméables est nul avec, cependant, une RFUi beaucoup plus forte que la RFUp des affleurements perméables utiles, définis comme étant ceux situés dans les zones à nappe libre du CI (cf. chapitre 5). Le schéma de fonctionnement du modèle est porté sur la Fig. 14-5.

Dans ce second modèle, la RFUi trop importante, véhicule beaucoup plus d’eau dans les formations imperméables. Les deux ruissellements Esi et Esp se rejoignent à la station de contrôle. Légende : PB : Pluie brute PN : Pluie nette Rr : Ruissellement rapide α : Coefficient de ruissellement Ru : Ruissellement superficiel RT : Ruissellement total ETR : Evapotranspiration réelle RFU : réserve facilement utilisable R : Réserve du sol ET : Ecoulement total Cimax : Capacité d’infiltration maximale Es : Ecoulement superficiel

i : dans les affleurements perméables p : dans les affleurements

imperméables

Rimp , Rper Imp : imperméable ; per : perméable

Rinf , Rrui Réservoir

inf : d’infiltration ; rui : de ruissellement

Fig.14-5 : Schématisation du modèle avec deux sous-bassins des affleurements perméables et imperméables

Les équations régissant le cycle de l’eau à travers les réservoirs sont intégrées et résolues au pas de temps du modèle (une journée). Les équations, exécutées en séquence, dans un tableur EXCEL, sont les suivantes :

Rimp Rper Rinf Rrui

Réservoirs de bilan

Réservoirs de Transfert

Ru = α.Es

Esi

ETRi

PB

RFUi

Ri

Cimaxp

I

Es

PN

Rr

RT

(1-α) Es

RFUp

Rp

ETRp

Esp

ETp

ETi

209

Réservoirs de bilan :

Si PB ≥ Seuil ⇒ Rr = Seuil ⇒ PN = PB - Seuil Si PB < Seuil ⇒ Rr = PB ⇒ PN = 0 ETRi = min (ETP ; Ri + PN) ETRp = min (ETP ; Rp + PN) ETp = max ( 0 ; PN + Rp – ETRp – RFUp) ETi = max ( 0 ; PN + Ri – ETRi – RFUi) Ri = min (0;(Ri + PN – ETRi ; RFUi)) Rp = min (0;(Rp + PN – ETRp ; RFUp)) Réservoirs de transfert : I = min (ETP ; Cimaxp) Esp = min (0 ; ETp – Cimaxp) Esi = ETi Es = Esi + Esp Ru = α × Es RT = Ru + Rr

Comme dans le modèle hydrologique à réservoirs, le terme ((1-α) × Es) du jour (j), correspondant à l’écoulement hypodermique, est repris dans le réservoir de bilan à la fin de la journée. Il sera ajouté à la pluie nette du lendemain (jour j+1) et participe au bilan du jour j+1.

14.2. Données, calage et résultats du modèle Comme le modèle précédent, ce second modèle sera aussi calé sur les crues des

oueds Namous et seggeur et utilise les mêmes données. La procédure de calage est la même adoptée précédemment. Pour l’oued Namous, les hydrogrammes de crues reconstitués au terme du calage sont portés ci-dessous (Fig. 14-6, a à g). Les valeurs des paramètres ayant permis d’aboutir à ce résultat sont : RFUp = 3mm ; RFUi = 10mm ; Cimaxp = 0.5 mm/j ; α = 0.05 ; seuil = 0. 05 mm.

Crue du 14 au 21/02/75

01234567

13-févr-75

14-févr-75

15-févr-75

16-févr-75

17-févr-75

18-févr-75

19-févr-75

20-févr-75

21-févr-75

22-févr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

crue du 11 au 14/04/75

05

101520253035

10-avr-75 11-avr-75 12-avr-75 13-avr-75 14-avr-75 15-avr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

Crue du 22 au 29/04/76

05

1015202530354045

21-avr-74

22-avr-74

23-avr-74

24-avr-74

25-avr-74

26-avr-74

27-avr-74

28-avr-74

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

Crue du 18 au 19/11/73

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

17-nov-73 18-nov-73 19-nov-73 20-nov-73 21-nov-73date

Q (m

3/s)

calc

mes

a b

c d

210

Fig.14-6 (a, b, c, d, e, f, g) : Résultats du calage dans le bassin-versant de l’oued Namous

Pour l’oued Seggeur, les hydrogrammes de crues reconstituées au terme du calage sont portés ci-dessous (Fig.14-6, h à m). Les valeurs des paramètres ayant permis d’aboutir à ce résultat sont : RFUp = 2 mm ; RFUi = 6 mm ; Cimaxp = 0.5 mm/j ; α = 0.05 ; seuil = 0.08 mm.

Crue du 13 au 16/04/76

0

5

10

15

20

25

12-avr-76

13-avr-76

14-avr-76

15-avr-76

16-avr-76

17-avr-76

18-avr-76

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

e

Crue du 19 au 23/04/75

05

1015202530

18-avr-75

19-avr-75

20-avr-75

21-avr-75

22-avr-75

23-avr-75

24-avr-75

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

f

Crue du 30/06/1976 au 05/07/1976

010

2030

4050

60

29-juin-76

30-juin-76

1-juil-76 2-juil-76 3-juil-76 4-juil-76 5-juil-76

Date

Q (m

3/s)

calc

mes

g

Crue du 13 au 15/04/75

02468

101214

11-avr-75

12-avr-75

13-avr-75

14-avr-75

15-avr-75

16-avr-75

17-avr-75

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

h

Crue du 17 au 18/05/77

0.00.51.01.52.02.53.03.54.0

16-mai-77

16-mai-77

17-mai-77

17-mai-77

18-mai-77

18-mai-77

19-mai-77

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

k

Crue du 06 au 07/03/76

0.0

5.0

10.0

15.0

20.0

5-mars-76 6-mars-76 7-mars-76 8-mars-76 9-mars-76Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

j

Crue du 26/11 au 01/12/75

048

12162024283236

25-nov-75

26-nov-75

27-nov-75

28-nov-75

29-nov-75

30-nov-75

1-déc-75

2-déc-75

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

i

211

Fig.14-6 (h, i, j, k, l, m) : Résultats du calage dans le bassin-versant d’oued Seggeur

Dans les deux bassins-versants, l’allure des hydrogrammes observés est assez fidèlement reproduite par le modèle (sauf pour 14-6d). Pour apprécier l’écart entre le volume ruisselé observé et le volume ruisselé calculé, nous avons, là aussi, considéré différentes combinaisons pour les paramètres. La quantification de la qualité du calage est donnée par le critère de Nash et l’écart relatif. Les résultats des différentes combinaisons sont portés sur les tableaux 14-1 et 14-2. Tableau 14-1 : Bilan et écart relatif entre Vr calculé et mesuré dans le bassin-versant de l’oued Namous

RFUp Cimaxp RFUi α Seuil (mm) Vp (Mm3)

Vetr (Mm3)

Vr obs (Mm3/an)

Vr calc (Mm3/an)

Ecart relatif moyen du Vr

Vi (Mm3/an)

Nash (%)

2 0.5 10 0.05 0.05 1617.000 1554.712 34.973 37.157 0.062 5.834 99

2 0.5 11 0.05 0.05 1617.000 1557.193 34.973 35.258 0.008 5.699 100

2 0.5 12 0.05 0.05 1617.000 1559.504 34.973 33.525 0.041 5.565 100

3 0.5 12 0.05 0.05 1617.000 1568.378 34.973 31.704 0.093 3.927 98

3 0.5 11 0.05 0.05 1617.000 1565.535 34.973 33.383 0.045 4.198 100

3 0.5 10 0.05 0.05 1617.000 1563.159 34.973 35.181 0.006 4.332 100 3 0.5 9 0.05 0.05 1617.000 1560.510 34.973 37.248 0.065 4.467 99

4 0.5 10 0.05 0.05 1617.000 1565.820 34.973 33.448 0.044 4.117 100

4 0.5 9 0.05 0.05 1617.000 1563.276 34.973 35.413 0.013 4.251 100

4 0.5 8 0.05 0.05 1617.000 1560.461 34.973 37.647 0.076 4.386 99 Tableau 14-2 : Bilan et écart relatif entre Vr calculé et mesuré dans le bassin-versant de l’oued Seggeur

RFUp Cimaxp RFUi α Seuil (mm) Vp (Mm3)

Vetr (Mm3)

Vr obs (Mm3/an)

Vr calc (Mm3/an)

Ecart relatif moyen du Vr

Vi (Mm3/an)

Nash (%)

2 0.4 8 0.05 0.08 1607.298 1500.361 80.438 71.144 0.116 10.468 97

2 0.5 8 0.05 0.08 1607.298 1492.901 80.438 70.032 0.129 12.974 96

2 0.5 10 0.05 0.08 1607.298 1504.599 80.438 63.201 0.214 11.551 90

2 0.5 6 0.05 0.08 1607.298 1484.272 80.438 77.796 0.033 13.227 100 2 0.5 7 0.05 0.08 1607.298 1489.142 80.438 73.772 0.083 12.980 97

3 0.5 7 0.05 0.08 1607.298 1496.375 80.438 69.939 0.131 11.985 96

3 0.5 6 0.05 0.08 1607.298 1492.432 80.438 73.863 0.082 11.991 98

3 0.5 8 0.05 0.08 1607.298 1501.956 80.438 66.310 0.176 11.415 93

4 0.5 6 0.05 0.08 1607.298 1498.876 80.438 70.354 0.125 11.133 96

4 0.5 5 0.05 0.08 1607.298 1494.820 80.438 74.391 0.075 11.138 99

Le résultat du calage (tableaux 14-1 et 14-2) révèle que pour le bassin-versant de l’oued Namous, c’est la combinaison "RFUp = 3 mm ; RFUi = 10 mm ; α = 0.05 ; Seuil = 0.05 mm et Cimax = 0.5 mm/j" présente l’écart relatif, sur les trois années de référence, entre le Vr observé et le Vr calculé le plus faible (0.6%), avec un coefficient de Nash de 100%.

Crue du 20 au 25/09/76

020406080

100

19-sept-

76

20-sept-

76

21-sept-

76

22-sept-

76

23-sept-

76

24-sept-

76

25-sept-

76

26-sept-

76

27-sept-

76Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

l

Crue du 01 au 04/10/76

020406080

100120

30-sept-

76

1-oct-76

2-oct-76

3-oct-76

4-oct-76

5-oct-76

6-oct-76

7-oct-76

8-oct-76

Date

Q (m

3/s)

Calc

Mes

m

212

Pour le bassin-versant de l’oued Seggeur, c’est la combinaison "RFUp = 2 mm ;RFUi = 6 mm ; α = 0.05 ; Seuil = 0.08 mm et Cimax = 0.5 mm/j" qui présente l’écart relatif, sur les trois années de référence, entre le Vr observé et le Vr calculé le plus faible (3.3%), avec un coefficient de Nash de 100%.

Ces valeurs de paramètres ont été retenues, pour chaque bassin-versant, et appliquées à toutes les séries d’observations des stations pluviométriques de Ain Sefra et de Brezina. Les résultats sont portés sur les tableaux 14-3 et 14-4. Tableau 14-3 : Bilan calculé sur la série d’observations de Ain Sefra

Année Apports (mm)

RFUp (mm)

RFUi (mm)

Cimaxp (mm/j)

α Seuil (mm) ETR (mm) Li (mm) Lr (mm) Bilan

1971-1972 13.5 3 10 0.5 0.05 0.05 13 0 0.15 0.00 1972-1973 77.3 3 10 0.5 0.05 0.05 77 0 0.50 0.00 1973-1974 198.3 3 10 0.5 0.05 0.05 193 2 3.75 0.00 1974-1975 187.2 3 10 0.5 0.05 0.05 182 2 3.13 0.00 1975-1976 192 3 10 0.5 0.05 0.05 183 3 5.68 0.00 1976-1977 142.5 3 10 0.5 0.05 0.05 140 1 1.70 0.00 1977-1978 136.9 3 10 0.5 0.05 0.05 123 5 8.55 0.00 1978-1979 81.1 3 10 0.5 0.05 0.05 75 3 3.66 0.00 1979-1980 134.4 3 10 0.5 0.05 0.05 133 0 1.54 0.00 1980-1981 100.9 3 10 0.5 0.05 0.05 100 0 1.35 0.00 1981-1982 154.7 3 10 0.5 0.05 0.05 143 4 6.84 0.00 1982-1983 96.3 3 10 0.5 0.05 0.05 91 2 2.96 0.00 1983-1984 48.8 3 10 0.5 0.05 0.05 48 0 0.75 0.00 1984-1985 132.6 3 10 0.5 0.05 0.05 131 0 1.35 0.00 1986-1987 177.3 3 10 0.5 0.05 0.05 168 4 5.35 0.00 1987-1988 145.7 3 10 0.5 0.05 0.05 143 1 1.73 0.00 1988-1989 151.7 3 10 0.5 0.05 0.05 148 1 2.51 0.00 Moyenne 128 123 1.64 3.03 0.00 S (km2) 2800 2800 650 2800 Vmoy (Mm3/an) 357.609 344.521 1.069 8.483 Tableau 14-4 : Bilan calculé sur la série d’observations de Brezina

Année Apports (mm)

RFUp (mm)

RFUi (mm)

Cimaxp (mm/j)

α Seuil (mm) ETR (mm) Li (mm) Lr (mm) Bilan

1954-1955 104.1 2 6 0.5 0.08 0.05 94.16 4.97 4.97 0.00 1955-1956 48 2 6 0.5 0.08 0.05 46.88 0.50 0.62 0.00 1969-1970 100.2 2 6 0.5 0.08 0.05 94.63 3.00 2.57 0.00 1970-1971 10 2 6 0.5 0.08 0.05 9.60 0.00 0.40 0.00 1971-1972 87.2 2 6 0.5 0.08 0.05 83.30 2.20 1.70 0.00 1972-1973 119 2 6 0.5 0.08 0.05 112.48 3.72 2.79 0.00 1973-1974 141.5 2 6 0.5 0.08 0.05 136.86 2.50 2.14 0.00 1974-1975 54 2 6 0.5 0.08 0.05 52.37 0.50 1.13 0.00 1975-1976 116.6 2 6 0.5 0.08 0.05 111.58 2.00 3.02 0.00 1976-1977 241 2 6 0.5 0.08 0.05 216.15 9.08 15.77 0.00 1977-1978 38.1 2 6 0.5 0.08 0.05 37.04 0.50 0.56 0.00 1978-1979 76.4 2 6 0.5 0.08 0.05 66.81 4.99 4.60 0.00 1979-1980 91.7 2 6 0.5 0.08 0.05 88.37 1.27 2.06 0.00 1981-1982 97.8 2 6 0.5 0.08 0.05 91.46 3.18 3.16 0.00 1983-1984 18.1 2 6 0.5 0.08 0.05 17.54 0.00 0.56 0.00 1984-1985 75 2 6 1 0.08 0.05 71.54 0.80 2.26 0.00 1986-1987 121.3 2 6 0.5 0.08 0.05 116.41 1.50 3.39 0.00 1987-1988 81.3 2 6 0.5 0.08 0.05 79.62 0.00 1.68 0.00 1988-1989 104.3 2 6 0.5 0.08 0.05 100.12 1.50 2.68 0.00 Moyenne 90.8 85.63 2.22 2.95 0.00 S (km2) 3905 3905 1142 3905 Vmoy (Mm3/an) 354.574 334.374 2.537 11.524

213

Ces résultats montrent que pour le bassin de l’oued Namous, 96.34% de la pluie s’évapore, 1.29% s’infiltre et 2.37% ruisselle. Le rapport entre la lame d’eau infiltrée et ruisselée est pratiquement de 2

1 ; mais intégrées à leurs surfaces respectives, le rapport des volumes passe à 8

1 .

Pour le bassin d’oued Seggeur, 94.30% de la pluie s’évapore, 2.45% s’infiltre et 3.25% ruisselle. Le rapport entre la lame d’eau infiltrée et ruisselée est pratiquement de 4

3 ; mais intégrées à leurs surfaces respectives, le rapport des volumes passe à 4

1 .

14.3. Calcul de l’infiltration aux bassins-versants non contrôlés Ces valeurs des paramètres du modèle calés sur les deux bassins-versants contrôlés ont

permis d’arrêter une combinaison pour le calcul de l’infiltration aux bassins-versants non contrôlés (bassins-versants de l’oued Rharbi (Fig.13-2a) et de l’oued Djedi et ses affluents (Fig.14-7). La combinaison retenue est "RFUp = 2 mm ;RFUi = 6 mm ; α = 0.05 ; Seuil = 0.05 mm et Cimax = 0.5 mm/j". Ces valeurs ont été appliquées à toutes les séries d’observations des bassins-versants non contrôlés. La procédure de calcul de l’infiltration à l’aval des bassins-versants est identique à celle adoptée dans le premier modèle. Les résultats sont portés sur le tableau 14-5. Tableau 14-5 : Bilan calculé aux bassins du versant Sud de l’Atlas saharien

Oued Station Pluviométrique

Apports moyens (mm)

Surface (Km2)

Apports (Mm3) ETR (Mm3)

Vi-aff-p (Mm3/an)

Vr (Mm3/an)

Vi aval (Mm3/an) Période

Namous Ain Sefra 128 2800 357.609 344.521 1.069 8.483 8.483 17 ans

Seggeur Brezina 91 3905 354.574 334.374 2.537 11.524 11.524 19 ans

Rharbi Abiod S. Cheikh 101 7800 786.015 732.543 12.454 29.076 29.076 45 ans

Mzi Sekhafa 122 3000 365.215 335.694 12.757 15.268 13 ans

El Nekrebets Ain Mehdi 146 714 104.348 98.673 1.727 3.169 13 ans

Bou Drine Sidi Makhlouf 84 1086 91.658 86.846 1.012 2.519 17 ans

Mergueb Messaad 125 2230 279.099 262.845 3.376 9.373 23 ans

Moudjbara Ain El Bel 156 1880 294.107 283.767 0.046 9.196 5 ans

Douis Douis 99 480 47.533 45.411 0.069 1.522 18 ans

Djedi Ksar El Hirane 102 2880 293.436 281.121 0.018 11.272 16 ans

Nessaad El Haouita 91 1370 124.145 118.865 0.353 3.376 18 ans Total (Mm3/an) 3 097.741 2 924.659 35.417 104.778 49.084

Total (m3/s) 98.23 92.74 1.12 3.32 1.56

Le volume infiltré à l’aval des bassins-versants est évalué à 1.56 m3/s. Ce débit se perd dans les affleurements aquifères du Continental intercalaire ou dans les formations sus-jacentes du Tertiaire ou du Quaternaire.

Pour les sous-bassins du bassin-versant de l’oued Djedi, le volume infiltré à l’aval se perdrait dans les formations mio-plio-quaternaires du Complexe terminal. Il n’est pas comptabilisé dans le débit d’alimentation du Continental Intercalaire à partir de l’Atlas saharien.

Quant aux bassins-versants des oueds Namous, Seggeur et Rharbi, tout le volume infiltré à l’aval (1.56 m3/s) se perd dans les formations perméables du Mio-plio-quaternaire (Fig.13-8) et atteint le Continental intercalaire en l’absence d’imperméable entre les formations.

214

Fig.14-7 : Carte des bassins-versants de l’oued Djedi et ses affluents

Force est de constater qu’aussi bien dans le premier modèle de bilan (chapitre 13) que dans le second, le volume infiltré dans les oueds à l’aval des bassins-versants amonts est égal au maximum du ruissellement dans ces derniers. Ce fait est dû à la longueur trop importante des oueds par rapport à celle de l’oued Zeroud. Le rapport donne des coefficients d’infiltration trop importants ; ce qui surestime alors le volume infiltré à l’aval, car en réalité une partie de celui-ci est soumise à l’évaporation.

Conclusion Le modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued trouve les mêmes ordres de

grandeurs de l’alimentation de la nappe du CI provenant de l’Atlas saharien calculés par le modèle hydrologique à réservoirs. Il apporte, cependant, plus de précisions sur le volume infiltré dans les affleurements perméables des bassins-versants amonts mais des incertitudes demeurent sur le volume infiltré à l’aval. Il serait, alors, très utile de cerner celui-ci, par un modèle de Propagation Infiltration des Crues d’Oueds en Région Saharienne.

2°

34°

4° 3°

Affleurements du Continental Intercalaire

Limite de bassin-versant Station pluviométrique

215

Chap.15 : MODELE D’INFILTRATION DES CRUES D’OUEDS EN REGION SAHARIENNE

Introduction Aussi bien dans le modèle hydrologique à réservoirs (chapitre 13) que dans le

modèle d’infiltration en bassin-versant et en lit d’oued (chapitre 14), le volume infiltré dans les oueds à l’aval des bassins-versants amonts semble surestimé. Afin de mieux le cerner, nous nous proposons de traiter les ruissellements à l’aval des bassins-versants par le logiciel PICORS (Modèle de Propagation Infiltration des Crues d’Oueds en Région Saharienne).

15.1. Le logiciel PICORS Le logiciel PICORS est un module du logiciel MECRA (Modèle d’Epandage des

Crues en Région Aride) que nous avons repris et traduit. Le logiciel MECRA est développé à l’Ecole Nationale d’Ingénieurs de Tunis par DJEBBI et al. (1991). Articulé sur trois fonctions principales, MECRA permet, outre la simulation de l’épandage des crues, de simuler la recharge des nappes (NAZOUMOU, 1996).

Pour modéliser l’infiltration dans les oueds des versants Sud de l’Atlas saharien, le logiciel PICORS n’utilise que la fonction Bief qui représente le tronçon de l’oued et simule les écoulements dans les lits d’oueds. Nous décrivons dans ce qui suit le principe du modèle élaboré et la schématisation de la fonction Bief.

15.1.1. Principe du modèle Le mouvement de l’eau dans la tranche superficielle du sol constitue un des problèmes les plus complexes du cycle de l’eau. La résolution des équations régissant le mouvement de l’eau dans la zone non saturée est possible, mais demeure encore trop complexe et surtout très éloignée des préoccupations d’ordre pratique : car les paramètres qui y interviennent sont quasiment impossibles à acquérir à l’échelle régionale correspondante.

Ainsi donc, pour schématiser le cycle de l’eau dans le système hydrologique, il a été adopté une approche globale utilisant des fonctions de production dérivées des modèles classiques à réservoirs.

15.1.2. Le concept de fonction production Cette fonction a pour rôle de répartir l’apport en eau du système entre l’infiltration, ruissellement ( ou submersion), évapotranspiration et stockage dans le sol. Sur un domaine « D », l’équation du bilan hydrique à un instant t s’écrit : ED,t = PD,t - ETRD,t avec ( ED,t ≥ 0) où: P : apport de crue et/ou précipitations ETR : évapotranspiration réelle E : écoulement total t : le temps L’écoulement total (E) représente non seulement le ruissellement vers l’extérieur du domaine D (ou la submersion), mais aussi l’infiltration nette sur ce domaine, c’est-à-dire la partie de l’apport qui échappe à l’évapotranspiration et qui ira rejoindre la nappe après transfert dans la zone non saturée. Ce terme E constitue l’apport efficace. Cette définition de la fonction production implique qu’au-dessus de la surface libre de la nappe phréatique, existent deux horizons. • un horizon superficiel, le sol, caractérisé par sa réserve en eau (stock), soumis à

l’évaporation. Cet horizon subit une suite d’humectations et d’assèchements en fonction des apports et de la demande en eau de l’atmosphère ;

216

• un horizon profond possédant un degré d’humidité en permanence supérieur ou égal à la capacité au champ et assurant, par conséquent, la conservation de la masse. Une fonction production telle que décrite ci-dessus se compose donc de deux réservoirs

en série : o un réservoir sol appelé réservoir de bilan qui réalise le bilan hydrique

et permet de définir l’apport efficace ; o un réservoir assurant le transfert de cet apport efficace dans le

domaine : soit sous forme d’infiltration ; soit sous forme de submersion ou de ruissellement à l’aval.

15.1.3. Fonctionnement du réservoir de bilan

La connaissance de l’évapotranspiration potentielle (ETP) et des réserves en eau du sol permet d’évaluer l’évapotranspiration réelle (ETR) à chaque instant. Ainsi deux cas peuvent se dégager: 1er cas : P > ETR, ETR = ETP et l’excédent reconstitue la réserve en eau du sol jusqu’à une valeur maximale au-delà de laquelle il y a un écoulement correspondant à l’apport efficace. 2eme cas : P < ETP, il y a un déficit P-ETP qui puisera dans la réserve du sol jusqu’à la vider en période sèche. Les premiers apports rempliront le réservoir et l’apport efficace restera nul jusqu’au remplissage du réservoir du sol. La valeur initiale de la réserve et sa valeur maximale doivent être connues au début de tout calcul.

15.1.4. Fonctionnement du réservoir de transfert Le réservoir de transfert a pour rôle de répartir l’eau disponible en une quantité infiltrée, et une quantité ruisselée à l’aval (ou submergeant le domaine considéré). Cette répartition est réalisée par comparaison de la quantité d’apport efficace, fournie par le réservoir bilan, avec le seuil maximal d’infiltration, paramètre unique du réservoir de transfert et déclenchant le ruissellement ou la submersion. Dans un modèle de type fonction production, quelques essais préliminaires fixeront l’ordre de grandeur des paramètres que pourrait préciser le calage par référence à des séries chronologiques de ruissellement ou d’infiltration connues (DJEBBI et al., 1991).

15.1.5. La fonction Bief La fonction Bief est composée d’un réservoir de bilan, et deux réservoirs de transfert disposés en série, comme indiqué sur la figure 15-1 (BESBES et BOUZAIANE, 1984 ; EZZEDINE et BENAÎCH, 1988).

Fig.15-1 : Modélisation de la fonction Bief (EZZEDINE et BENAÎCH, 1988)

217

VAB : volume apporté au bief (crue et/ou précipitations) ETRB : évaporation réelle sur le bief RB : réserve en eau dans le réservoir sol du bief CRB : capacité maximale du réservoir sol du bief (niveau de débordement) VEB : écoulement total sur le bief CIB : valeur maximale de l’infiltration sur le bief VIB : infiltration efficace sur le bief VRP : volume potentiel disponible au ruissellement VS : volume stocké à la surface du bief VRAB : volume ruisselé à l’aval du bief.

Le premier réservoir de transfert assure, par comparaison de l’apport efficace au seuil maximal d’infiltration, la répartition de la quantité d’eau disponible en une quantité infiltrée et en une quantité disponible au ruissellement. Le second réservoir de transfert est alimenté par la quantité évacuée du système précédent et simule le transfert superficiel dans le cours d’eau. Le tarissement de ce deuxième réservoir de transfert est exponentiel et est exprimé par la relation : VRAB CST VRP at VRP= × = − − ×( exp( ))1 avec : VRAB : volume ruisselé à l’aval du bief VRP : volume potentiel disponible au ruissellement CST : constante de tarissement. La constante de tarissement constitue un paramètre de calage du modèle. La difficulté de la modélisation de la fonction Bief vient du fait que la superficie inondée par les apports de crue varie avec le débit. De ce fait, une connaissance de la fonction reliant cette superficie inondée au débit des crues dans le Bief est nécessaire. Faute de relevés topographiques sur l’oued, une fonction empirique définissant la largeur utile inondée du lit de l’oued est adoptée sous la forme (BESBES et BOUZAIANE, 1984) : LARG Min COEF Log VAB LARMAX= × +( ( ),1 avec: LARG : largeur utile de l’écoulement (m) COEF : coefficient d’ajustement de la largeur inondée (paramètre du modèle) VAB : volume apporté au bief (m3/s) LARMAX : largeur maximale du lit de l’oued (m). Cette conception de la fonction Bief permet la discrétisation du lit de l’oued en plusieurs mailles où fonctionne, dans chacune desquelles, un système hydrologique du même type que celui décrit ci-dessus (fonction Bief). Une telle discrétisation permet de visualiser la propagation des crues et de suivre les faibles crues qui n’arrivent pas à parvenir à la sortie du réseau (DJEBBI et al., 1991). Les équations du modèle sont traduites et exécutées dans un tableur EXCEL.

15.1.6. Paramètres du modèle Le modèle ainsi défini possède quatre paramètres : la fonction aire/débit sur le Bief, caractérisée par son coefficient d’ajustement

COEF. la valeur de la réserve facilement utilisable RFU qui définit la capacité

maximale du réservoir sol du bief CRB. la perméabilité de Darcy VKB au bief qui définit la capacité maximale

d’infiltration sur le bief (Cimax). la constante de la loi de tarissement exponentiel du réservoir superficiel CST.

218

15.2. Application sur les crues de l’Atlas saharien Outre les données d’ordre général relatives aux caractéristiques des biefs, la simulation à l’aide du modèle MECRA nécessite les données relatives aux débits observés aux différentes stations de contrôle ainsi que les hydrogrammes complets d’entrées du système. Au vu des données recueillies, nous ne disposons pas d’hydrogrammes de référence sur lesquels caler le modèle. Nous procéderons alors à des tests de sensibilités sur les paramètres pour essayer d’approcher l’infiltration dans les oueds de l’Atlas saharien.

15.2.1. Discrétisation des lits d’oueds et tests de sensibilité Sur la carte lithologique d’ensemble des bassins (Fig.13-8), on peut voir qu’à l’aval

des bassins amonts affleurent des formations du CI ou des formations du Mio-plio-quaternaire pouvant être en contact direct avec le Continental intercalaire. Nous présentons ci-dessous une carte schématique des bassins-versants (Fig.15-2) sur laquelle sont portées les aires des bassins-versants amont et les longueurs des oueds à l’aval.

Compte tenu de leur grande extension, les oueds sont divisés en tronçons de 10 km. Chaque bief est représenté par un nombre de mailles correspondant à sa longueur.

Le choix des valeurs des paramètres retenues pour le modèle est guidé par les résultats d’études ayant utilisé le même modèle en Tunisie centrale (EZZEDINE et BENAÏCH, 1988 ; BABA SY, 1998) (Tableau 15-1). Tableau 15-1 : Paramètres retenus pour le modèle

Paramètres Oued Fekka (Zeroud)

Oueds Sidi Aïch et Sidi Boubaker (BABASY, 1998)

Borne inférieure

Borne supérieure

Valeur retenue

Coef 80 100 80 100 100 RFU (mm) 100 60 60 100 80 Cimax (mm/j) 200 800 200 800 500 CST 0.45 0.7 0.45 0.70 0.7

219

Fig.15-2 : Carte schématique des bassins-versants amonts et des oueds.

2800 km2

7800 km2

3905 km2

Oued Nessaad BV = 1370 km2

Oued Nekrebets BV = 714 km2

Oued Douis BV = 480 km2

Oued Mergueb BV = 2230 km2

Oued Namous 320 km Oued Rharbi

190 km

Oued Seggeur 300 km

Oued Zergoun 250 km

4000 km2

Oued Djedi

Oued Mzi BV = 3000 km2

Oued Moudjbara BV = 1880 km2

Oued Djedi BV = 2880 km2

Oued Bou Drine BV= 1086 km2

En vue d’analyser la réaction du modèle aux différents paramètres, et dans l’impossibilité d’effectuer un quelconque calage, des tests de sensibilité ont été réalisés sur le bassin-versant de l’oued Namous. Ils consistent à faire plusieurs simulations avec des valeurs différentes d’un même paramètre, les autres paramètres restant par ailleurs inchangés.

a) Influence des paramètres sur le volume ruisselé (Qr) Pour un épisode de crue donné, différentes valeurs de Cimax ont abouti aux Fig.15-3-a et b. L’augmentation du Cimax entraîne une augmentation du volume infiltré, donc une baisse des apports par ruissellement. Si nous considérons des valeurs de Coef=500, RFU=70, CST=0.7 : pour Cimax = 20 mm/j, les eaux ruisselées parcourent une distance de 90 km ; alors que pour Cimax = 80 mm/j, ces eaux disparaissent au bout de 60 km de parcours.

Fig. 15-3a et b : Influence du Cimax sur un épisode de crue Pour le volume ruisselé intégré à l’ensemble des périodes, la Fig.15-4a montre que pour Cimax = 50 mm/j, le ruissellement parcourt pratiquement toute la longueur de l’oued Namous. Alors que pour Cimax = 400 mm/j, celui-ci s’annule au bout de 60 km de parcours. Pour des valeurs des paramètres retenus dans le tableau 15-1, les Fig.15-4a et 15-4b montrent qu’une augmentation de Cimax entraîne une diminution de Qr ; et une augmentation du CST entraîne une augmentation de Qr.

a : Cimax = 20 mm/j

b : Cimax = 80 mm/j

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60 80 100X (km)

Qr (

m3/

s)

1-juil-76

2-juil-76

3-juil-76

4-juil-76

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60 80 100

X (km)

Qr (

m3/

s)

1-juil-76

2-juil-76

3-juil-76

4-juil-76

221

Fig. 15-4a : Influence du Cimax (en mm/j) sur le volume ruisselé intégré à toute la période

Fig. 15-4b : Influence du CST sur le volume ruisselé intégré à toute la période La RFU et le Coef sont moins sensibles que le Cimax et le CST. Mais une augmentation de la RFU ou du Coef entraîne une diminution du Qr (Fig.15-4c et 15-4d).

Fig. 15-4c : Influence de la RFU sur le volume ruisselé intégré à toute la période

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

0 20 40 60 80 100

X (km)

Qr (

m3/

s)

RFU=20

RFU=200

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220X (km)

Qr (

m3/

s)

CST=0.2

CST=0.35

CST=0.4

CST=0.5

0

200400

600

8001000

1200

14001600

1800

0 40 80 120 160 200 240 280 320

X (km)

Qr (

m3/

s)

Cimax=50

Cimax=100

Cimax=200

Cimax=400

222

Fig. 15-4d : Influence du Coefficient d’ajustement de la largeur inondée (Coef) sur le volume ruisselé intégré à toute la période

L’évolution du Qr en fonction du temps est donnée par la Fig.15-5. Elle montre qu’en

un bief donné (Bief 5 : X=50 km), une diminution du Cimax (mm/j) ou une augmentation du CST entraîne une accentuation du pic de la crue traduisant une augmentation du volume ruisselé (Fig.15-5a) ; mais, l’inverse entraîne son étalement (diminution du volume ruisselé ) (Fig.15-5b).

Fig.15-5a et b : Influence du Cimax et du CST sur le Qr en fonction du temps

0

2

4

6

8

10

12

14

16

28-juin-76

29-juin-76

30-juin-76

1-juil-76

2-juil-76

3-juil-76

4-juil-76

5-juil-76

6-juil-76

7-juil-76

Date

Qr (

m3/

s)

Cimax=200

Cimax=300

Cimax=400

Cimax=500

Fig.15-5a)

0

5

10

15

20

25

30

27-juin-76

29-juin-76

1-juil-76 3-juil-76 5-juil-76 7-juil-76 9-juil-76 11-juil-76

Date

Qr (

m3/

s)

CST=0.3

CST=0.5

CST=0.7

CST=0.9 Fig.15-5b

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

0 50 100 150 200 250X (km)

Q (m

3/s)

Coef=400

Coef=700

223

b) Influence des paramètres sur le volume infiltré (Qi) Pour les valeurs des paramètres retenus dans le tableau 15-1 (Coef = 100 ; RFU=80

mm ; CST=0.7), la Fig.15-6a montre qu’une augmentation du Cimax entraîne une augmentation du volume infiltré intégré sur toute la période. Pour Cimax=50 mm/j, le ruissellement parcourt toute la longueur de l’oued.

Fig.15-6a : Influence du Cimax (mm/j) sur le Qi intégré sur toute la période

Pour des valeurs de Coef = 100 ; RFU=80mm ; Cimax=200mm/j et CST=0.7, l’évolution des Qr et Qi dans les biefs est portée sur la Fig.15-6b. Ces deux débits s’annulent au bout de 110 km de parcours. Nous voyons alors, qu’avec ces paramètres, le ruissellement ne s’effectuerait qu’exceptionnellement sur toute la longueur de l’oued.

Fig.15-6b : Evolution du Qr et du Qi dans les biefs

Les différents jeux de paramètres considérés ci-dessus ont permis d’évaluer la sensibilité du modèle. • l’augmentation de la capacité d’infiltration maximale (Cimax) s’accompagne d’une

augmentation du volume infiltré et une baisse du volume ruisselé. • une augmentation du coefficient d’ajustement de la largeur inondée (Coef) entraîne

une diminution des apports par ruissellement. • la constante de tarissement (CST) règle le déphasage entre les hydrogrammes ainsi

que leur étalement. Une diminution de ce coefficient entraîne un retardement et un aplatissement des hydrogrammes calculés par modèle.

0

100

200

300

400

500

600

700

0 50 100 150 200 250 300

X (km)

Qi (

m3/

s)

Cimax=50

Cimax=100

Cimax=200

Cimax=400

0

20

40

60

80

100

120

140

160

0 20 40 60 80 100 120

X (km)

Q (M

m3)

Qr (Mm3)

Qi (Mm3)

224

• la réserve facilement utilisable (RFU) affecte peu les résultats puisqu’elle agit surtout sur les conditions initiales de réserves dans les lits des oueds. Elle peut toutefois servir pour un calage plus fin. Les tests de sensibilité montrent la réaction du modèle pour différents jeux de

paramètres. Faute d’observations des eaux ruisselées dans les oueds, à l’aval des bassins-versants, il est impossible de procéder au calage du modèle PICORS. Comme les valeurs des paramètres utilisées ci-dessus ont été validés pour des oueds en Tunisie centrale, elles permettent d’adopter les valeurs moyennes pour le calcul de l’infiltration dans les lits des oueds, à l’aval des bassins-versants.

15.2.2. Estimation de l’infiltration dans les oueds Au vu des résultats des tests de sensibilités, nous avons retenu les valeurs des

paramètres "Coef = 100 ; RFU=80 mm ; Cimax = 500 mm et CST=0.7)". Celles-ci ont été appliquées sur le modèle pour estimer l’infiltration à partir des ruissellements dans les lits des oueds, à l’aval des bassins-versants. Nous présentons, ci-après, les résultats de calculs dans chaque oued. Les calculs ont été fait pour des valeurs de Cimax de 200, 500 et 800 mm/j. a) Oued Namous BV Amont : S = 2800 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Nom : Ain Sefra ; X = 0°19'30" W Y = 32°46'20"

Station hydrométrique : Nom : Ain El Hadjaj X = 0°38'10" W Y = 32°33'20"

Oued Aval : L = 320 km RFU = 80 mm Cimax = 500 mm/j CST = 0.7 Coef = 100 Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont

(Mm3) I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

21-25-avr-74 150.080 6.314 0.975 4.368 5.452 5.75714-16-fev-75 52.640 0.345 0.081 0.297 0.309 0.30912-13-avr-75 91.840 2.007 0.650 1.369 1.626 1.75319-21-avr-75 100.800 2.912 0.650 2.134 2.583 2.74511-14-avr-76 110.880 2.756 0.676 1.726 2.312 2.512

30-juin-76 au 4-juil-76 211.120 9.087 1.300 6.178 7.678 8.191 18-20-sept-76 74.760 0.538 0.155 0.471 0.502 0.502

1-oct-76 53.760 0.160 0.020 0.145 0.150 0.15021-23-janv-77 55.720 0.973 0.559 0.713 0.842 0.88424-28-oct-77 148.120 12.101 1.625 9.058 10.393 11.13522-29-nov-77 120.400 8.907 1.790 7.048 8.137 8.47821-29-janv-79 96.880 7.304 1.884 5.808 6.698 6.97412-15-janv-80 49.000 0.325 0.053 0.276 0.288 0.288

23-mars-80 54.040 0.196 0.069 0.147 0.167 0.16729-dec-81 au 2-janv-82 64.400 0.704 0.450 0.490 0.614 0.639

15-17-janv-82 47.320 0.384 0.136 0.292 0.327 0.327

SP SH

L=320 kmS=2800 km2

L

S SP : Station pluviométrique

SH : Station hydrométrique

225

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

25-janv-82 au 2-févr-82 117.880 14.016 2.275 11.204 12.940 13.40531-oct-82 au 5-nov-82 98.280 5.488 1.300 4.522 4.982 5.236

17-22-oct-86 137.200 6.613 1.037 4.482 5.711 6.06815-20-nov-86 97.160 4.178 1.298 3.214 3.734 3.9328-10-nov-87 64.400 0.644 0.325 0.591 0.602 0.626

13-20-janv-89 77.280 2.127 0.866 1.827 1.964 2.047Moyenne annuelle 121.998 5.181 1.069 3.904 4.589 4.831 b) Oued Seggeur BV Amont : S = 3905 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Nom : Brezina ; X = 1°12'10" E Y = 33°22'03"

Station hydrométrique : Kheneg El Araouia X = 1°09'45" E Y = 33°08'25"

Oued Aval : L = 300 km RFU = 80 mm Cimax = 500 mm/j CST = 0.7 Coef = 100m Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont

(Mm3) I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

25-26-janv-55 58.500 1.507 1.142 1.091 1.274 1.35430-janv-55 au 3-févr-55 97.500 10.055 2.855 8.024 9.011 9.491

8-mars-55 50.700 0.312 0.175 0.229 0.257 0.25725-27-avr-55 138.450 5.344 1.508 3.511 4.462 4.776

7-déc-55 46.800 0.532 0.571 0.392 0.445 0.4588-10-sept-69 161.070 4.391 1.713 3.012 3.730 3.89313-15-oct-69 126.750 3.455 1.713 2.405 2.941 3.1288-10-nov-71 76.440 1.163 0.785 1.117 1.123 1.143

24-nov-71 44.850 0.312 0.464 0.228 0.258 0.255 26-27-févr-72 62.400 1.096 0.745 0.946 1.007 1.059

22-23-mars-72 65.520 0.625 0.518 0.508 0.610 0.61028-29-nov-72 70.200 1.041 1.035 1.011 0.972 1.015

3-5-déc-72 62.400 2.697 1.658 1.738 2.286 2.54115-17-avr-73 140.400 3.111 1.560 1.955 2.506 2.74511-13-nov-73 81.900 1.973 1.142 1.429 1.671 1.772

21-déc-73 42.900 0.336 0.571 0.269 0.300 0.30011-mars-74 74.100 1.226 0.571 0.828 1.037 1.06827-mars-74 58.500 0.445 0.571 0.317 0.374 0.374

11-12-avr-75 81.900 1.286 0.571 1.248 1.226 1.25826-28-nov-75 93.600 4.761 1.713 3.380 4.180 4.405

2-mars-76 78.000 1.421 0.571 0.956 1.222 1.24620-25-sept-76 312.000 24.524 3.426 18.041 22.356 22.914

30-sept-76 au 6-oct-76 269.100 28.566 3.426 21.866 25.153 26.36407-11-janv-77 85.800 5.089 2.531 4.071 4.651 4.886

22-janv-77 46.800 0.590 0.571 0.541 0.557 0.566

SP

SH

L=300 kmS=3905 km2

L

S

226

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

18-avr-77 62.400 0.312 0.418 0.272 0.289 0.28823-24-nov-77 50.700 0.636 0.571 0.542 0.580 0.58021-28-janv-79 117.000 9.360 3.980 7.548 8.517 8.89721-24-févr-79 98.670 3.919 1.713 3.012 3.391 3.639

17-févr-80 42.900 0.312 0.305 0.281 0.293 0.29323-24-févr-80 62.790 0.734 0.817 0.726 0.715 0.72326-27-févr-80 30.420 0.756 0.329 0.731 0.749 0.75017-19-janv-82 70.980 3.116 1.713 2.350 2.701 2.84615-17-févr-82 78.000 2.657 1.222 1.645 2.181 2.398

24-25-mars-82 56.940 0.625 0.381 0.429 0.554 0.55426-27-avr-82 70.590 0.625 0.315 0.576 0.609 0.60915-16-oct-84 60.840 0.625 0.341 0.498 0.604 0.604

4-avr-85 66.690 0.407 0.571 0.361 0.384 0.39216-18-oct-86 137.280 4.818 1.713 3.628 4.340 4.45117-18-oct-88 98.280 2.938 1.142 1.846 2.403 2.57922-23-avr-89 67.860 0.661 0.571 0.535 0.589 0.589

Moyenne annuelle 189.417 7.282 2.537 5.478 6.448 6.741 c) Oued Rharbi BV Amont : S = 7800 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : El Abiod S. Cheikh ; X =0°32'50" E Y = 32°52'03"

Station hydrométrique : Station fictive X = 0°10'25" E Y = 32°22'10"

Oued Aval : L = 190 km RFU = 80 mm Cimax = 500 mm/j CST = 0.7 Coef = 100m Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont

(Mm3) I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

28-nov-09 au 11-déc-09 452.400 63.219 24.943 49.214 56.852 59.36313-14-déc-09 76.440 2.967 3.982 2.172 2.679 2.79220-21-févr-11 127.140 1.823 1.991 1.273 1.408 1.386

03-janv-14 93.600 1.394 2.896 1.077 1.277 1.3104-5-févr-14 85.800 0.780 1.349 0.752 0.760 0.76508-févr-14 70.200 0.526 1.991 0.507 0.515 0.517

20-22-avr-14 187.200 1.560 1.852 1.235 1.157 1.16211-15-nov-14 257.400 22.429 9.955 16.158 19.972 20.677

20-sept-15 114.660 0.506 1.991 0.489 0.496 0.49819-21-oct-15 209.040 5.743 3.982 4.311 5.084 5.220

30-déc-16 au 5-janv-17 214.500 16.799 10.481 12.787 15.019 15.82122-janv-17 93.600 1.394 2.896 1.042 1.315 1.328

28-29-janv-17 107.640 1.889 3.982 1.594 1.871 1.8616-7-févr-17 80.340 0.996 1.991 0.918 0.954 0.972

1-3-mars-17 156.000 2.424 1.991 2.100 2.215 2.286

SP

SH

L=190 kmS=7800 km2

L

S

227

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

6-8-juin-17 265.980 3.205 1.991 2.812 3.107 3.1018-11-déc-17 176.280 10.331 7.964 7.744 9.245 9.658

19-21-déc-17 133.380 4.187 5.383 2.860 3.497 3.8026-10-janv-18 178.620 7.290 7.964 5.718 6.618 6.811

19-20-févr-18 98.280 0.780 3.757 0.657 0.701 0.7099-13-nov-18 212.160 6.284 5.395 4.115 5.041 5.500

15-18-nov-18 175.500 9.638 7.964 7.490 8.762 9.0366-janv-19 79.560 1.036 1.991 0.775 0.866 0.909

8-9-mars-19 95.160 0.780 0.988 0.273 0.372 0.3733-nov-34 87.360 0.390 1.971 0.316 0.348 0.3475-nov-34 119.340 1.203 1.991 0.917 1.101 1.120

19-20-nov-34 97.500 0.937 1.991 0.818 0.857 0.88928-avr-35 124.800 1.445 1.991 0.949 1.234 1.261

19-21-oct-35 177.840 2.041 1.991 1.619 1.818 1.87824-27-mars-36 222.300 15.642 7.964 10.605 13.481 14.102

19-21-oct-36 340.080 9.055 3.982 6.469 7.440 8.37026-27-août-37 241.800 4.113 1.991 3.303 3.542 3.88422-23-avr-38 168.480 2.623 1.991 1.801 2.135 2.12625-28-avr-38 214.500 7.669 5.973 6.166 7.176 7.50326-29-nov-38 202.800 4.413 3.982 3.349 3.837 4.058

10-mars-39 93.600 1.123 1.991 0.863 1.025 1.05320-22-avr-39 224.640 4.974 3.982 3.534 4.255 4.426

3-mai-39 134.160 1.228 1.991 0.934 1.154 1.1664-7-nov-39 302.640 19.809 7.964 12.629 16.179 17.155

28-29-déc-39 77.220 0.909 1.991 0.884 0.899 0.90312-15-janv-40 159.900 4.620 5.973 3.677 4.273 4.421

6-8-mars-40 179.400 8.277 5.973 6.133 7.368 7.60816-mars-41 81.900 0.824 1.991 0.752 0.780 0.795

15-avr-41 85.800 0.451 1.991 0.429 0.428 0.44215-18-déc-41 194.220 8.529 7.444 5.523 7.049 7.744

2-5-janv-42 131.820 2.496 3.982 2.107 2.278 2.3417-8-déc-42 74.880 0.780 0.870 0.617 0.755 0.758

17-25-févr-43 236.340 17.959 13.814 14.298 16.086 16.85126-28-mars-43 113.880 2.161 2.398 1.615 1.867 1.950

20-21-avr-43 158.340 2.850 1.991 4.449 5.154 4.87623-30-avr-43 503.100 56.708 13.937 40.931 49.420 53.190

6-9-déc-43 198.900 4.714 5.973 3.447 4.124 4.31728-avr-44 104.520 0.928 1.991 0.731 0.790 0.842

4-5-nov-44 157.560 2.337 1.991 2.135 2.241 2.22517-19-févr-45 85.020 1.329 1.991 1.208 1.239 1.25324-25-nov-45 137.280 0.796 1.991 0.676 0.719 0.725

5-7-janv-46 101.400 1.469 1.991 1.435 1.421 1.43119-24-avr-46 346.320 22.093 7.964 14.343 18.054 19.480

30-juin-46 109.200 0.390 0.516 0.362 0.375 0.37512-févr-47 50.700 0.390 1.073 0.337 0.362 0.358

28-29-nov-47 146.640 2.131 1.991 1.687 2.061 2.04118-janv-48 50.700 0.390 0.470 0.374 0.381 0.381

10-11-oct-48 161.460 1.393 1.991 1.213 1.383 1.37210-11-janv-49 75.660 0.801 1.991 0.777 0.785 0.785

28-févr-49 93.600 1.394 2.896 1.082 1.344 1.33824-28-mars-49 234.000 17.984 9.781 12.119 15.120 16.482

27-28-avr-49 124.800 0.841 1.991 0.812 0.818 0.8202-mai-49 97.500 0.390 1.005 0.007 0.385 0.385

10-25-déc-49 706.680 177.587 30.765 135.916 159.768 166.25023-janv-50 64.740 0.599 1.991 0.534 0.543 0.571

13-14-avr-50 93.600 0.780 1.597 0.692 0.729 0.7325-8-mai-50 276.120 5.676 5.973 4.101 4.865 5.115

9-sept-50 191.100 2.119 1.991 1.440 1.924 1.95914-oct-50 139.620 1.142 1.991 0.807 0.994 1.013

25-27-déc-50 92.040 1.557 1.991 1.367 1.436 1.497

228

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

I oued-aval (Mm3) Cimax = 200mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =500mm/j

I oued-aval (Mm3) Cimax =800mm/j

5-mars-51 104.520 1.401 1.991 0.988 1.235 1.26310-14-sept-51 471.900 21.845 7.964 13.199 17.708 18.547

5-7-déc-51 171.600 4.368 5.973 3.479 4.042 4.18522-déc-51 109.200 1.513 1.991 1.088 1.348 1.394

13-17-déc-57 235.560 10.634 9.955 7.572 9.097 9.64028-29-déc-57 94.380 0.839 1.991 0.694 0.741 0.7629-13-janv-58 195.000 10.993 9.450 7.706 9.531 10.095

15-21-janv-58 180.180 19.255 13.937 15.348 17.293 18.11228-30-janv-58 109.980 1.599 1.991 1.370 1.527 1.535

3-5-avr-58 230.100 6.073 5.973 4.561 5.488 5.62517-juin-58 109.980 0.390 0.719 0.341 0.362 0.362

24-28-oct-58 429.780 18.479 7.964 12.021 14.327 16.2563-7-nov-58 354.120 25.649 7.964 18.573 21.824 24.0821-2-déc-59 144.300 3.850 3.982 2.819 3.454 3.569

12-13-janv-61 95.940 1.263 3.982 1.173 1.202 1.2237-avr-61 85.800 0.451 1.991 0.419 0.432 0.434

31-oct-61 133.380 1.562 1.991 1.648 1.881 1.86720-janv-62 71.760 0.778 1.991 0.732 0.749 0.759

19-20-févr-62 61.620 0.780 1.479 0.747 0.760 0.76115-16-mai-62 234.000 7.265 3.982 4.883 6.379 6.517

2-oct-76 122.460 1.283 1.991 0.994 1.231 1.2426-12-janv-77 216.060 16.817 11.946 13.050 15.137 15.934

20-25-janv-77 171.600 9.689 8.813 7.457 8.712 9.1631-févr-77 62.400 0.390 1.349 0.338 0.364 0.360

20-26-janv-79 203.580 16.308 10.078 11.961 14.813 15.50521-28-févr-79 368.160 45.538 15.928 33.636 40.589 42.154

5-6-sept-79 183.300 2.451 1.991 1.730 2.201 2.27312-13-janv-80 78.000 0.979 1.991 0.838 0.866 0.90016-25-janv-82 280.020 34.116 16.382 26.353 30.223 31.74715-16-févr-82 99.060 1.314 1.991 1.082 1.164 1.25222-23-févr-82 108.420 1.150 3.982 0.960 1.035 1.067

23-25-mars-82 141.180 2.464 1.991 1.887 2.085 2.22025-28-avr-82 370.500 16.083 7.964 10.162 13.617 13.98716-17-oct-84 183.300 4.365 3.982 2.518 3.352 3.612

7-janv-85 49.140 0.390 0.667 0.300 0.336 0.33614-15-janv-85 92.040 1.354 2.700 0.909 1.167 1.19321-22-févr-85 140.400 3.511 3.982 2.290 2.929 3.116

7-9-oct-86 190.320 3.923 3.929 2.110 2.818 3.28713-oct-86 113.100 1.044 1.991 0.863 1.030 1.030

17-20-oct-86 289.380 12.434 7.964 7.903 10.051 10.95315-16-nov-86 98.280 1.247 1.991 1.056 1.145 1.195

17-20-mars-87 191.100 2.616 3.982 2.304 2.438 2.49121-24-férv-88 154.440 2.542 3.982 2.385 2.476 2.511

23-août-88 195.780 2.353 1.991 1.940 2.273 2.29817-19-oct-88 238.680 10.183 5.973 6.473 8.137 8.779

14-16-janv-89 94.380 1.463 3.982 1.362 1.412 1.43222-avr-89 106.860 0.532 1.991 0.501 0.502 0.518

Moyenne annuelle 455.416 20.799 12.454 15.424 18.335 19.253 d) Oued Moudjbara BV Amont : S = 1880 km2 RFUp = 2 mm ;

RFUi = 6 mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Ain El Bel ; X =3°11'20" E Y = 34°27'50"

Station hydrométrique : Station fictive X = 3°45'30" E Y = 34°00'30"

229

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)09-10-avr-70 47.000 0.217 0.00020-21-avr-70 55.460 1.761 0.00013-14-oct-70 35.720 0.188 0.000

12-14-mars-71 63.920 1.817 0.0001-sept-81 41.360 0.684 0.000

21-22-déc-81 40.796 0.376 0.00022-30-avr-82 216.764 23.360 0.223

13-mars-84 28.200 0.094 0.00020-21-août-84 31.772 0.188 0.000

14-janv-89 30.080 0.142 0.00025-27-mai-89 80.840 4.062 0.000

30-août au 2-sept-89 86.856 4.398 0.009Moyenne annuelle 151.754 7.457 0.046 e) Oued Mergueb BV Amont : S = 2230 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Messaad ; X =3°30'03" E Y = 34°12'23"

Station hydrométrique : Station fictive X = 3°45'30" E Y = 34°00'30"

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

14-janv-55 22.300 0.267 0.54723-janv-55 15.610 0.112 0.465

25-29-janv-55 35.680 1.837 1.75122-23-avr-55 50.398 0.377 0.54724-26-mai-55 93.660 4.262 1.641

9-mars-68 25.422 0.139 0.54710-mai-68 60.210 1.079 0.547

10-11-juin-68 63.555 0.994 0.54722-23-nov-68 30.551 0.411 0.547

28-nov-68 22.300 0.191 0.54717-22-janv-69 55.304 4.024 3.00827-28-févr-69 20.739 0.223 0.377

8-août-69 42.370 0.239 0.5472-sept-69 31.889 0.112 0.537

7-10-sept-69 94.998 2.008 1.6411-8-oct-69 165.689 14.518 4.376

10-11-oct-69 41.924 0.797 1.06120-22-oct-69 46.830 0.394 0.54728-31-oct-69 69.799 0.665 1.314

22-sept-71 30.997 0.112 0.32325-sept-71 30.774 0.112 0.269

14-15-oct-71 57.757 1.770 1.0949-11-nov-71 49.729 1.527 1.641

14-déc-71 24.976 0.316 0.54726-30-nov-71 51.513 0.558 0.948

2-14-oct-72 251.767 34.181 7.11118-30-oct-72 274.290 60.494 6.84911-15-avr-75 81.618 1.304 0.629

4-févr-76 21.854 0.182 0.54729-30-juin-76 47.722 0.223 0.448

18-juil-76 75.151 1.477 0.5476-8-sept-76 86.524 3.656 1.457

18-19-sept-76 56.419 0.512 0.54715-17-nov-76 34.565 0.356 0.54719-21-déc-76 20.516 0.348 0.54722-24-janv-77 20.293 0.335 0.43915-17-mai-77 82.956 2.026 1.09423-24-nov-77 21.185 0.242 0.547

SP

SH

S=1880 km2

S

SP

SH

S=2230 km2

S

230

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)16-18-oct-78 43.708 0.503 0.547

21-24-janv-79 42.593 1.989 2.0303-sept-79 33.227 0.143 0.5475-sept-79 45.938 0.455 0.547

23-24-févr-80 38.356 0.555 0.54727-28-févr-80 19.847 0.701 0.8584-5-mars-80 57.980 1.961 1.09424-mars-80 30.997 0.276 0.5473-4-nov-80 37.464 0.443 0.959

10-17-nov-80 86.078 4.627 3.82928-29-déc-80 31.666 0.464 0.54715-16-avr-81 47.499 0.377 0.54725-27-avr-82 70.245 1.780 1.094

9-nov-82 31.220 0.409 0.54710-mai-83 35.011 0.154 0.547

22-24-août-83 99.012 1.681 0.87629-30-oct-84 39.471 0.266 0.54710-11-nov-84 30.105 0.268 0.905

7-8-janv-85 28.321 0.415 0.85916-18-nov-85 46.607 1.299 1.094

5-mars-86 36.126 0.401 0.54728-30-sept-86 43.931 0.355 0.54716-18-nov-86 51.736 1.833 1.64117-21-janv-87 42.816 1.940 1.740

10-oct-87 31.220 0.253 0.5475-nov-87 18.286 0.112 0.3584-déc-87 28.544 0.404 0.651

6-9-déc-87 27.652 1.232 1.78811-12-janv-88 15.833 0.223 0.251

8-mai-88 52.182 0.677 0.5478-juin-88 52.182 0.481 0.547

3-5-oct-88 67.123 1.726 1.64117-18-oct-88 39.471 0.528 0.547

Moyenne annuelle 161.404 7.448 3.376 f) Oued Bou Drine BV Amont : S = 1086 km2 RFUp = 2 mm ;

RFUi = 6 mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Sidi Makhlouf ; X =3°01'40" E Y = 34°15'17"

Station hydrométrique : Station fictive X = 3°45'30" E Y = 34°00'30"

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

7-mars-68 13.575 0.079 0.24010-11-mars-68 21.177 0.229 0.240

9-10-mai-68 21.937 0.137 0.2403-sept-69 20.851 0.157 0.240

9-11-sept-69 47.241 1.470 0.7195-15-oct-69 105.342 11.268 2.635

27-oct-69 au 2-nov-69 57.558 3.058 1.4375-7-déc-69 17.376 0.240 0.479

9-18-janv-70 40.182 3.069 2.15610-avr-70 14.118 0.054 0.078

13-14-mars-71 15.204 0.109 0.1408-13-nov-71 34.752 1.380 1.170

23-25-nov-71 14.118 0.173 0.3778-10-déc-71 17.376 0.223 0.400

19-21-janv-72 11.946 0.163 0.06420-févr-75 9.774 0.054 0.21916-mai-77 20.091 0.126 0.240

SP

SH

S=1086 km2 S

231

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)22-24-nov-77 24.435 0.445 0.48023-25-févr-80 20.634 0.310 0.27013-15-nov-80 12.923 0.196 0.24016-17-oct-84 30.408 1.033 0.479

7-9-janv-85 18.462 0.653 0.71913-14-janv-85 11.946 0.192 0.24012-14-oct-86 32.580 0.385 0.47915-19-nov-86 33.666 1.795 1.198

15-janv-87 9.340 0.075 0.24010-oct-87 14.661 0.090 0.240

6-7-nov-87 16.290 0.180 0.2407-11-déc-87 24.978 1.192 1.049

27-28-avr-88 14.009 0.109 0.01514-15-janv-89 13.032 0.162 0.240

Moyenne annuelle 44.705 1.694 1.011 g) Oued Douis BV Amont : S = 480 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Douis ; X =2°40'06" E Y = 34°28'16"

Station hydrométrique : Station fictive X = 2°50'15" E Y = 34°10'25"

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont

(Mm3) 10-11-avr-70 11.376 0.086 0.00020-24-avr-70 27.264 2.038 0.125

15-25-janv-71 16.992 1.105 0.16912-17-mars-71 24.720 1.619 0.133

8-9-mai-71 9.840 0.076 0.0008-14-nov-71 20.544 2.488 0.183

26-nov-71 au 2-déc-71 16.800 0.718 0.09416-23-janv-72 14.688 1.059 0.139

14-18-mars-72 21.648 1.485 0.11023-25-mars-72 14.064 0.358 0.02229-30-mars-72 9.408 0.075 0.000

9-11-juin-72 16.704 0.171 0.0006-oct-72 6.528 0.036 0.000

14-oct-72 6.528 0.036 0.00017-avr-73 8.976 0.107 0.000

27-déc-73 au 2-janv-74 12.192 0.844 0.10128-31-mars-74 19.488 0.594 0.04518-19-janv-75 5.280 0.137 0.000

15-févr-75 5.904 0.070 0.00026-31-janv-76 11.616 0.783 0.094

2-févr-76 3.456 0.051 0.00815-18-nov-76 10.464 0.216 0.000

6-9-janv-77 8.304 0.280 0.00021-25-janv-77 9.744 0.367 0.01420-22-janv-79 6.816 0.144 0.000

Moyenne annuelle 17.741 0.830 0.069 h) Oued Nessaad BV Amont : S = 1370 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : El Haouita ; X =2°22'30" E Y = 33°34'20"

Station hydrométrique : Station fictive X = 3°45'30" E Y = 34°00'30"

SP

SH

S=480 km2

S

232

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)9-oct-69 23.975 0.286 0.004

12-14-mars-71 42.470 1.515 0.3817-13-nov-71 51.649 3.834 0.757

13-15-déc-71 23.564 0.443 0.02029-30-nov-72 24.523 0.642 0.229

1-2-oct-76 29.455 0.519 0.13215-18-nov-76 31.510 1.051 0.32021-25-janv-77 30.277 1.370 0.413

23-nov-77 au 1-déc-77 68.226 9.395 1.0283-5-nov-80 26.578 0.464 0.093

11-18-nov-80 54.115 2.178 0.67313-19-oct-86 85.625 6.798 0.762

4-6-oct-87 46.580 2.453 0.3814-12-déc-87 46.991 3.666 0.6577-10-févr-88 38.360 2.620 0.508

Moyenne annuelle 34.661 2.069 0.353 i) Oued Djedi BV Amont : S = 2280 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Ksar El Hirane ; X =3°09'14" E Y = 33°48'13"

Station hydrométrique : Station fictive X = 3°45'30" E Y = 34°00'30"

Episode de crue P (m3) R (m3) I BV Amont

(m3) 26-29-févr-72 65.664 3.262 0.000

6-7-oct-72 69.120 2.414 0.00030-déc-72 au 15-janv-73 218.880 71.008 0.284

28-mars-74 41.472 0.495 0.0002-8-févr-75 109.440 11.659 0.000

12-avr-75 47.520 0.468 0.00014-15-avr-75 81.504 1.604 0.000

22-mai-75 64.800 1.069 0.00022-sept-75 69.696 1.394 0.0003-4-mai-76 74.304 0.451 0.00019-avr-77 42.624 0.228 0.000

16-17-mai-77 99.360 1.960 0.00024-27-nov-77 73.440 5.498 0.00023-27-févr-80 69.984 2.992 0.0004-6-mars-80 83.520 4.486 0.00014-15-avr-80 51.552 0.739 0.000

3-4-nov-80 42.912 0.553 0.00012-20-nov-80 118.656 8.585 0.00016-17-déc-80 38.304 1.260 0.00020-22-avr-81 71.712 0.887 0.00030-31-oct-84 63.360 0.792 0.0007-18-janv-85 107.712 12.609 0.000

15-mai-85 58.752 0.772 0.00015-18-oct-86 83.232 2.192 0.000

16-19-janv-87 47.232 2.712 0.00016-19-oct-88 42.048 0.614 0.000

13-14-janv-89 32.256 0.504 0.00020-21-mars-89 42.336 0.399 0.000

20-21-juin-89 64.224 0.527 0.000Moyenne annuelle 129.726 8.883 0.018

S=2880 km2

SP SH S

S=1370 km2

SP SH L

S

233

j) Oued Nekrebets BV Amont : S = 714 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Ain Mehdi ; X =2°15'12" E Y = 33°47'30"

Station hydrométrique : Station fictive X = 2°40'30" E Y = 33°50'20"

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont

(Mm3) 07-14-sept-69 63.832 6.354 1.722

9-10-oct-69 11.424 0.071 0.1489-10-avr-70 13.780 0.247 0.246

12-15-mars-71 27.346 1.757 0.98429-sept-72 9.710 0.053 0.246

1-oct-72 12.852 0.230 0.2465-6-oct-72 9.853 0.152 0.246

18-19-oct-72 14.566 0.288 0.24627-30-nov-72 10.996 0.230 0.24614-15-févr-73 7.069 0.096 0.246

5-8-sept-79 32.059 0.715 0.73823-27-févr-80 14.780 0.280 0.3904-6-mars-80 17.279 0.371 0.492

23-26-mars-80 17.279 0.519 0.4924-sept-80 11.924 0.128 0.246

18-sept-80 16.279 0.276 0.24612-20-nov-80 34.986 2.591 1.96811-13-janv-81 7.568 0.140 0.246

15-avr-81 12.995 0.192 0.24623-25-juin-81 37.485 1.306 0.73810-11-mai-83 21.063 0.447 0.492

9-mai-84 12.495 0.133 0.24622-23-sept-85 9.639 0.071 0.01416-17-nov-85 7.211 0.100 0.24628-31-déc-85 13.280 0.407 0.4975-10-mars-86 40.055 4.300 1.47629-31-mai-86 17.779 0.158 0.290

29-30-sept-86 19.992 0.410 0.44812-14-oct-86 19.064 0.308 0.47915-18-nov-86 16.136 0.538 0.738

5-7-oct-88 24.347 1.289 0.73817-18-oct-88 9.353 0.086 0.246

13-19-janv-89 17.636 1.239 1.33719-21-juin-89 23.134 0.188 0.24608-10-nov-90 10.924 0.215 0.49221-24-janv-91 8.140 0.166 0.492

2-3-févr-91 7.069 0.071 0.04417-22-févr-91 19.778 0.947 0.880

12-mai-91 12.067 0.118 0.24617-20-oct-91 25.775 0.886 0.738

1-2-déc-91 6.497 0.089 0.24616-déc-91 4.855 0.055 0.246

28-31-janv-92 7.997 0.191 0.25416-20-janv-94 10.781 0.240 0.446

15-16-mars-94 14.780 0.344 0.492Moyenne annuelle 58.762 2.230 1.727 k) Oued Mzi BV Amont : S = 3000 km2 RFUp = 2mm ;

RFUi = 6mm Cimaxp = 0.5 mm/j α = 0.05 Rr =0.05 mm

Station pluviométrique : Sekhafa ; X =2°17'10" E Y = 34°01'03"

Station hydrométrique : Station fictive X = 2°40'30" E Y = 33°50'20"

SP

SH

S=714 km2

S

234

Episode de crue P (Mm3) R (Mm3) I BV Amont (Mm3)

9-16-nov-71 129.900 14.840 9.39826-29-nov-71 63.900 3.103 5.03914-19-déc-71 59.100 1.840 5.16417-19-janv-72 37.500 1.110 4.028

28-févr-72 25.800 0.467 1.34316-18-mars-72 90.900 5.294 4.028

1-2-oct-72 42.900 0.792 1.3437-oct-72 37.500 0.602 1.343

18-20-oct-72 39.300 0.450 0.82430-nov-72 au 4-déc-72 61.200 3.789 5.370

15-17-avr-73 49.800 1.078 1.34310-nov-73 27.600 0.543 1.34313-nov-73 23.100 0.342 1.343

27-29-nov-73 34.500 0.920 2.59529-31-déc-73 36.600 1.504 3.45520-22-févr-74 43.200 0.659 1.343

11-13-mars-74 72.600 2.283 4.02829-31-mars-74 81.900 4.015 4.028

12-13-avr-74 47.100 0.475 1.34322-24-avr-74 85.800 0.844 1.747

2-juin-74 67.500 1.232 1.34311-13-juin-74 90.300 1.352 2.685

20-juin-74 58.200 0.819 1.34317-18-janv-75 19.800 0.452 1.34312-15-avr-75 93.900 1.923 2.522

29-avr-75 36.300 0.311 1.3435-6-sept-76 71.100 0.897 1.34318-sept-76 39.300 0.293 1.34329-sept-76 54.000 0.948 1.3432-3-oct-76 54.000 1.428 2.685

15-16-nov-76 28.800 0.586 1.34325-déc-76 18.600 0.289 1.34321-janv-77 16.800 0.249 1.343

23-25-janv-77 27.300 1.099 2.68516-17-mai-77 72.000 0.642 2.68524-27-nov-77 81.000 6.054 5.370

4-sept-79 48.000 0.681 1.3438-9-sept-79 99.600 4.068 2.685

23-déc-79 19.800 0.343 1.34319-janv-80 15.000 0.169 1.343

23-25-févr-80 48.600 2.084 3.75627-févr-80 21.300 0.267 1.343

4-6-mars-80 75.300 3.395 4.02823-26-mars-80 95.400 3.855 4.028

9-12-janv-85 41.100 2.199 4.02814-15-janv-85 23.100 0.529 2.303

17-mai-85 45.600 0.493 1.34316-20-nov-85 66.300 3.953 4.060

9-déc-85 16.500 0.196 1.3431-4-janv-86 44.700 2.609 4.199

2-févr-86 21.600 0.280 1.3436-15-mars-86 271.200 53.647 13.425

12-oct-86 44.400 0.909 1.34314-oct-86 25.500 0.174 1.343

18-19-oct-86 51.900 1.256 2.68516-22-nov-86 120.900 14.084 9.39817-21-janv-87 52.200 2.575 5.783

22-avr-87 32.100 0.150 0.883Moyenne annuelle 246.092 12.418 12.757

SP

SH

S=3000 km2 S

235

Pour chaque bassin-versant, nous reportons dans le tableau 15-2 ci-dessous les totaux des apports (P), des ruissellements (R) et des infiltrations (IBVA) correspondant aux épisodes de crues répertoriés ci-dessus. Les débits infiltrés à l’aval des oueds (I OAV) suite à ces épisodes, y sont aussi consignés. Ces derniers concernent les oueds Namous, Seggeur et Rharbi. Pour les autres oueds, l’infiltration dans leurs parties avales rejoindrait la nappe du Complexe terminal. Il est aussi porté sur ce tableau les parts des ruissellements rapides (Rr, petites crues correspondant uniquement aux ruissellements rapides) infiltrées (iRr) à l’aval des bassins-versants. Ces petites crues correspondent à des dates différentes de celles des épisodes répertoriés ci-dessus. Tableau 15-2 : Récapitulatif des débits moyens annuels

P (Mm3) R (Mm3)

IBVA (Mm3)

IOAV (Mm3) Cimax = 200 mm/j

IOAV (Mm3) Cimax = 500 mm/j

IOAV (Mm3) Cimax = 800 mm/jOued Station

pluviométrique Episodes

Rr (Mm3)

Episodes

iRr Total Episodes

iRrTotal Episodes

iRr Total

Namous Ain Sefra 121.998 5.181 1.069 3.302 3.904 2.856 6.76 4.589 2.950 7.539 4.831 2.950 7.781

Seggeur Brezina 189.417 7.282 2.537 4.242 5.478 3.702 9.180 6.448 3.845 10.293 6.741 3.845 10.586

Rharbi Abiod Sidi Cheïkh 455.416 20.799 12.454 8.277 15.424 6.385 21.809 18.335 7.688 26.023 19.253 7.700 26.953

Moudjbara Ain El Bel 151.754 7.457 0.046Mergueb Messaad 161.404 7.448 3.376Bou Drine Sidi Makhlouf 44.705 1.694 1.011Douis Douis 17.741 0.830 0.069Nessaad El Haouita 34.661 2.069 0.353Djedi Ksar El Hirane 129.726 8.883 0.018Nekrebets Ain Mehdi 58.762 2.230 1.727Mzi Sekhafa 246.092 12.418 12.757

Total 1611.676 76.291 35.417 24.806 12.943 37.749 29.372 14.483 43.855 30.825 14.495 45.320

P : Apport ; R : Ruissellement ; IBVA : Infiltration dans le bassin versant amont ; Rr : Ruissellement rapide ; iRr : Infiltration provenant du Rr ; IOAV : Infiltration à l’aval de l’oued ; Cimax : Capacité d’infiltration maximale.

D’après ces calculs, on peut estimer l’infiltration dans les bassins-versants observés (IBVobs) de l’Atlas saharien entre :

35.417 + 37.749 = 73.166 Mm3/an (2.320 m3/s) pour Cimax = 200 mm/j et 35.417 + 45.320 = 80.737 Mm3/an (2.560 m3/s) pour Cimax = 800 mm/j. Ces calculs n’ont concerné que les bassins-versants observés. Pour les bassins-

versants des oueds Zergoun, Mehaiguene, Mazar, Et Toumiat et Zousfana, ne disposant d’aucune information pluviométrique, l’estimation de l’infiltration sera effectué dans le prochain chapitre.

Conclusion

Faute d’hydrogrammes de référence sur lesquels caler le modèle PICORS, Il a été procédé à des tests de sensibilités sur les paramètres qui ont permis d’approcher l’infiltration dans les oueds de l’Atlas saharien.

Le logiciel PICORS (Modèle de Propagation Infiltration des Crues d’Oueds en Région Saharienne) évalue mieux les débits d’infiltration à l’aval des bassins-versants avancés dans les deux précédents modèles. Le modèle PICORS a permis d’affiner les estimations de l’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien pour les bassins-versants observés. L’estimation de l’infiltration dans les bassins versants non observés fera l’objet du prochain chapitre.

236

Chap.16 : RECHARGE DANS L’ATLAS SAHARIEN : BILAN ET SYNTHESE

Introduction

La modélisation hydrologique de la recharge du SASS a permis de réévaluer l’estimation de l’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien, en utilisant les données hydropluviométriques des bassins-versants. Toutefois, cette estimation de la recharge de la nappe du CI en provenance de l’Atlas saharien ne tient pas compte de l’infiltration dans les bassins-versants des oueds Zergoun, Mazar, Mehaiguene, Et Toumiat et Zousfana, lesquels ne sont pas contrôlés par des observations pluviométriques. Nous tenterons de quantifier leurs apports respectifs en utilisant les résultats des bassins-versants voisins et en procédant par analogie. Ces calculs aboutiront à l’évaluation du débit d’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien qui sera comparé aux estimations établies par les études précédentes.

16.1. Rappels des estimations du débit d’alimentation de la nappe du CI provenant du piémont de l’Atlas saharien

L’estimation du débit d’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien a

fait l’objet de plusieurs investigations utilisant deux approches : l’approche hydrologique et les modèles mathématiques de simulation hydrogéologique. Les auteurs ayant mené ces études avancent des chiffres variés qui ont permis d’approcher l’ordre de grandeur du phénomène. Nous rappelons ci-après diverses estimations présentées plus haut (voir chapitre 4).

Approche hydrologique : La grandeur de la tâche liée aux calculs de la recharge, souvent rendue très délicate

à cause de multiples lacunes, est telle que souvent un pourcentage de la précipitation est simplement considéré comme recharge en dépit du calcul hydrologique (LLOYD, 1986). Le débit (Q) est alors donné par le produit de la pluie moyenne (P), de la surface (S) et d’un coefficient d’infiltration (Ci) :

Q = P. S . Ci

C’est ainsi que CORNET (1961) a, pour la première fois, tenté d’estimer l’alimentation de la nappe du Continental intercalaire dans le Sahara algérien. Il considère alors dans cette région de l’Atlas saharien une superficie totale des affleurements de 10000 km2 entre la frontière algéro-marocaine et le méridien de Biskra auxquelles il ajoute 625 km2 dans l’Aurès. En considérant que la hauteur des pluies, dans la même région, est de l’ordre de 250 mm/an (750 mm pour la partie aurasienne des affleurements), l’auteur estime la quantité d’eau tombant annuellement sur les affleurements du Crétacé inférieur continental à 2.5 milliards de m3 à l’Ouest de Biskra et à 0.5 dans l’Aurès, soit au total 3 milliards de m3 environ.

En adoptant un coefficient d'infiltration correspondant à 10% des eaux pluviales tombées strictement sur les affleurements du Crétacé continental, il évalue la recharge à 250 millions de m3/an (soit 8 m3/s).

Sur la base d’informations complémentaires, l’étude du BURGEAP (1963) revoit à la baisse des débits avancés par CORNET (1961). Ainsi, l’atlas saharien ne contribuerait à l‘alimentation du Continental intercalaire qu’à raison de 4 m3/s.

237

Modèles mathématiques : Selon l’étude de GEOPETROLE (1964), utilisant un modèle analogique, au terme du

calibrage du modèle, l’atlas saharien contribuerait à raison de 4.5 m3/s. Dans le modèle de l’ERESS (1972b), les zones d’alimentation ont été représentées

par des potentiels imposés. Après le calage en régime permanent (1956), le débit d’alimentation provenant du piémont de l’Atlas saharien est arrêté à 5.58 m3/s. Il représente l’infiltration des précipitations exceptionnelles tombant sur l’Erg Occidental mais surtout les eaux d’épandage des oueds issus de la bordure atlasique beaucoup plus arrosée.

Dans son "étude numérique critique de la nappe du Continental intercalaire", Ben

AMMAR (1985) a repris le modèle de l’ERESS dans le but de tester diverses hypothèses du débit de sortie dans la nappe du CI par l’Exutoire tunisien. L’outil utilisé est le logiciel MULTIC (BESBES et al., 1991) qui résout l’équation de la diffusivité par la méthode des différences finies. L’alimentation y est représentée par des potentiels imposés. Après le calage du modèle, le débit d’alimentation provenant du piémont de l’Atlas saharien est arrêté à 6.15 m3/s.

L’étude de BESBES & ZAMMOURI (1988) étend le modèle du CI algéro-tunisien en

Libye. L’alimentation aux bordures du bassin a été représentée par des potentiels imposés. Au terme du calage en régime permanent, le débit d’alimentation en provenance du piémont de l’Atlas saharien est établi à 4.99 m3/s.

BRL (1998b) a repris le modèle du CI dans le Sahara algéro-tunisien. L’outil utilisé

est le logiciel NEWSAM (LEVASSOR et LEDOUX, 1996). Les zones d’alimentation ont été représentées par des potentiels imposés. Après calage du modèle, la contribution du piémont de l’Atlas est évaluée à 5,580 m3/s.

Le modèle du Système Aquifère du Sahara Septentrional (OSS, 2003b), dernier en

date, a utilisé la version 5 du logiciel PMWIN qui utilise le code MODFLOW (CHIANG et KINZELBACH, 2001). Là aussi, l’alimentation aux bordures du bassin a été représentée par des potentiels imposés. Le débit retenu concernant l’alimentation de la nappe du CI provenant du piémont de l’Atlas saharien est de 7.54 m3/s.

Le tableau 16-1 ci-dessous récapitule les estimations du débit d’alimentation de la nappe du CI provenant du piémont de l’Atlas saharien. Elles sont établies entre 4 et 8 m3/s. Tableau 16-1 : Alimentation du Continental intercalaire au piedmont de l’Atlas saharien

CO

RN

ET &

al ,

196

1 B

UR

GEA

P,19

63

GEO

PETR

OLE

,196

4 ER

ESS

, 197

2b

Ben

AM

MA

R,1

985

BES

BES

&

ZAM

MO

UR

I, 19

88

BR

L , 1

998b

O

SS, 2

003b

Atlas saharien (+ Grand Erg Occidental) (m3/s)

8 4 4.5 5.58 6.15 4.99 5.58 7.54

238

16.2. Evaluation du débit d’alimentation de la nappe du CI à partir de l’Atlas saharien

Pour chaque bassin-versant, nous reportons dans le tableau 16-2 ci-dessous les totaux des apports (P), des ruissellements (R) et des infiltrations (IBVA) correspondant aux épisodes de crues répertoriés dans le chapitre précédant. Les débits infiltrés à l’aval des oueds (I OAV) suite à ces épisodes, y sont aussi consignés. Ces derniers concernent les oueds Namous, Seggeur et Rharbi. Pour les autres oueds, l’infiltration dans leurs parties aval rejoindrait la nappe du Complexe terminal dans la région de Biskra. Il est aussi porté sur ce tableau les parts des ruissellements rapides (Rr, petites crues correspondant uniquement aux ruissellements rapides) infiltrées (iRr) à l’aval des bassins-versants. Ces petites crues correspondent à des dates différentes de celles des épisodes répertoriés dans le chapitre précédent. Tableau 16-2 : Récapitulatif des débits moyens annuels

P (Mm3) R (Mm3)

IBVA (Mm3)

IOAV (Mm3) Cimax = 200 mm/j

IOAV (Mm3) Cimax = 500 mm/j

IOAV (Mm3) Cimax = 800 mm/jOued Station

pluviométrique Episodes

Rr (Mm3)

EpisodesiRr Total

Episodes

iRrTotal Episode

siRrTotal

Namous Ain Sefra 121.998 5.181 1.069 3.302 3.904 2.856 6.76 4.589 2.950 7.539 4.831 2.950 7.781

Seggeur Brezina 189.417 7.282 2.537 4.242 5.478 3.702 9.180 6.448 3.845 10.293 6.741 3.845 10.586

Rharbi Abiod Sidi Cheïkh 455.416 20.799 12.454 8.277 15.424 6.385 21.809 18.335 7.688 26.023 19.253 7.700 26.953

Moudjbara Ain El Bel 151.754 7.457 0.046Mergueb Messaad 161.404 7.448 3.376Bou Drine Sidi Makhlouf 44.705 1.694 1.011Douis Douis 17.741 0.830 0.069Nessaad El Haouita 34.661 2.069 0.353Djedi Ksar El Hirane 129.726 8.883 0.018Nekrebets Ain Mehdi 58.762 2.230 1.727Mzi Sekhafa 246.092 12.418 12.757Total 1611.676 76.291 35.417 24.806 12.943 37.749 29.372 14.483 43.855 30.825 14.495 45.320

P : Apport ; R : Ruissellement ; IBVA : Infiltration dans le bassin-versant amont ; Rr : Ruissellement rapide ; iRr : Infiltration provenant du Rr ; IOAV : Infiltration dans le lit de l’oued à l’aval du bassin-versant contrôlé ; Cimax : Capacité d’infiltration maximale du lit de l’oued.

D’après ces calculs, on peut estimer l’infiltration dans les bassins-versants observés

(IBVobs) de l’Atlas saharien entre : 35.417 + 37.749 = 73.166 Mm3/an (2.320 m3/s) pour Cimax = 200 mm/j et 35.417 + 45.320 = 80.737 Mm3/an (2.560 m3/s) pour Cimax = 800 mm/j.

Ces résultats ne tiennent pas compte de l’infiltration dans les bassins-versants des

oueds Zergoun, Mazar, Mehaiguene, Et Toumiat et Zousfana, non observés (Fig.16-1), nous essayons de quantifier leurs apports respectifs en utilisant les résultats des bassins-versants voisins et en procédant par similitude, pour Cimax = 800 mm/j.

239

Fig.16-1 : Bassins-versants des oueds Zergoun, Mehaiguene, Mazar, Et Toumiat et Zousfana

Calcul de l’infiltration dans l’oued Zergoun : Sachant que la surface des affleurements perméables dans le bassin-versant amont

de l’oued Seggeur est de 1142 km2 et celle dans le bassin-versant amont de l’oued Zergoun couvre 1337 km2, on peut supposer que l’infiltration dans le bassin-versant amont de l’oued Zergoun (IBVAZr) est de 1337 / 1142 = 1.7 fois celle de l’oued Seggeur ;

soit : IBVAZr = 2.537 × 1.7 = 4.312 Mm3/an.

Vu que les surfaces des deux bassins-versants amonts des oueds Seggeur (3900 km2) et Zergoun (4000 km2) sont du même ordre de grandeur, nous admettons que leurs apports sont identiques (P = 189.417 Mm3/an), les évapotranspirations (ETP) sont les mêmes et les écoulements totaux (ET=2.5+11.5=14 Mm3/an) sont aussi les mêmes. Le ruissellement dans l’oued Zergoun (RZr) peut alors être déduit par la relation :

RZr = ET-IBVAZr = 14 - 4.312 = 9.688 Mm3/an.

Or, l’infiltration à l’aval de l’oued Seggeur représente 10.585 / 11.5 = 92% du ruissellement dans le bassin-versant amont. Par analogie, l’infiltration à l’aval de l’oued Zergoun (IAVOZr) peut être considérée égale à :

IAVOZr = 9.688 * 92% = 8.92 Mm3/an. L’infiltration totale dans l’oued Zergoun (IBVZr) serait de : = 4.312 + 8.92 = 13.232 Mm3/an.

Bassin-versant effectif Affleurements

perméables du CI

240

Calcul de l’infiltration dans les oueds Mazar et Mehaiguene : Pour les oueds Mazar et Mehaiguène, il n’y a pas d’affleurement du CI dans leurs

bassins-versants amonts respectifs. Vu leurs positions à l’aval de l’oued Seggeur, nous calculons leurs infiltrations en utilisant les données de ce dernier oued.

Le volume de pluie tombé dans le bassin-versant de l’oued Seggeur (PSe) est donné par le produit de la pluie moyenne dans le bassin (154 mm/an) à sa surface totale (8900 km2) ; soit PSe = 1370.6 Mm3/an. Sachant que l’infiltration à l’aval de l’oued Seggeur est de 10.586 Mm3/an, le coefficient d’infiltration à l’aval du bassin-versant (CIAVSe) s’établirait à :

CIAVSe = 10.586 / 1370.6 = 7.72 10-3 * La pluie moyenne annuelle dans le bassin-versant de l‘oued de Mazar déterminé d’après la

carte des isohyètes de DUBIEF (1953) est de 78 mm pour une surface de 10590 km2. Le volume de pluie tombé dans ce bassin serait de : PMa = 826 Mm3/an. L’infiltration dans le bassin-versant de l’oued Mazar (IBVOMa) est obtenue en appliquant le coefficient d’infiltration dans l’oued Seggeur CIAVS à PMa :

IBVOMa = 826 * 7.72 10-3 = 6.37 Mm3/an. * La pluie moyenne annuelle dans le bassin-versant de l‘oued Mehaiguene déterminé

d’après la carte des isohyètes de DUBIEF (1953) est de 100 mm pour une surface de 10581 km2. Le volume de pluie tombé dans ce bassin s’établit à : PMe = 1058 Mm3/an. L’infiltration dans le bassin-versant de l’oued Mehaiguene (IBVOMe) est obtenue en appliquant le coefficient d’infiltration dans l’oued Seggeur CIAVS à PMe :

IBVOMe = 1058 * 7.72 10-3 = 8.17 Mm3/an.

Calcul de l’infiltration dans l’oued Et Toumiat : Vu la position de l’oued Et Toumiat à l’aval de l’oued Namous, l’infiltration y est

calculée en utilisant les résultats de ce dernier oued. Le volume de pluie tombé dans le bassin-versant de l’oued Namous (PNa) est donné

par le produit de la pluie moyenne dans le bassin (128 mm/an) à sa surface totale (19052 km2) ; soit PNa = 2438.6 Mm3/an. Sachant que l’infiltration à l’aval de l’oued Namous est de 7.781 Mm3/an, le coefficient d’infiltration à l’aval du bassin-versant (CIAVN) s’établirait à :

CIAVN = 7.781 / 2436.6 = 4 10-4 La pluie moyenne annuelle dans le bassin-versant de l‘oued de Et Toumiat déterminée d’après la carte des isohyètes de DUBIEF (1953) est de 70 mm pour une surface de 11127 km2. Le volume de pluie tombé dans ce bassin serait de : PTo = 778.8 Mm3/an. L’infiltration dans le bassin-versant de l’oued Et Toumiat (IBVOTo) est obtenue en appliquant le coefficient d’infiltration dans l’oued Namous CIAVN à PTo :

IBVOTo = 778.8 * 4 10-4 = 0.318 Mm3/an.

241

Calcul de l’infiltration dans l’oued Zousfana : Les affleurements perméables dans le bassin-versant de l’oued Zousfana participent

aussi à l’alimentation de la nappe du CI. Comme les deux bassins-versants des oueds Zousfana et Namous sont voisins

immédiats, l’infiltration dans le bassin-versant de l’oued Zousfana est calculée en utilisant les résultats de l’oued Namous. La pluie moyenne annuelle dans le bassin-versant de l‘oued Zousfana déterminée d’après la carte des isohyètes de DUBIEF (1953) est de 144 mm pour une surface de 16600 km2. Le volume de pluie tombé dans ce bassin serait de : PZs = 2390 Mm3/an. L’infiltration dans le bassin-versant de l’oued Zousfana (IBVOZs) est obtenue en appliquant le coefficient d’infiltration dans l’oued Namous CIAVN à PZs :

IBVOZs = 2390 * 4 10-4 = 0.956 Mm3/an.

Calcul de l’infiltration dans les bassins du versant Sud de l’Atlas saharien : D’après les estimations ci-dessus, l’infiltration dans les bassins-versants non

observés (IBVn-obs ) de l’Atlas saharien serait de : IBVn-obs = IBVZr + IBVOMa + IBVOMe + IBVOTo + IBVOZs

= 13.232 + 6.37 + 8.17 + 0.318 + 0.956 = 29.046 Mm3/an.

Au terme de ces calculs, pour Cimax = 800 mm/j, l’infiltration dans les bassins-

versants (observés et non observés) de l’Atlas saharien pourrait être arrêtée à : IBVobs + IBVn-obs = 80.737 + 29.046 = 109.783 Mm3/an ; (soit 3.5 m3/s).

16.3. Discussion des résultats

Ce débit de 3.5 m3/s ne rentre pas dans la fourchette établie concernant la

contribution du piémont de l’Atlas saharien à l’alimentation de la nappe du CI (tableau 16-1). Il est inférieur aux estimations avancées par les études antérieures. Une partie de ce volume est estimée dans les bassins-versants non observés (ne disposant d’aucune information pluviométrique) et représente 26% du volume total. Ces 26% du volume total sont le résultat de plusieurs approximations et contiennent donc des incertitudes.

Pour les bassins-versants où l’on dispose d’une information pluviométrique, les

stations sont situées dans la partie aval du bassin, très basse par rapport à la partie montagneuse (Fig.16-2, 16-3 et 16-4). Par ailleurs, dans cette région de l’Atlas saharien, la pluviométrie annuelle varie rapidement dans l’espace du fait de l’importance relative de quelques événements pluvieux (BOUALEM et al., 1993). Cette variation de la pluie (période 1926-1950) en fonction de l’altitude est illustrée sur les figures 16-2, 16-3 et 16-4, respectivement pour les bassins-versants des oueds Namous, Rharbi et Seggeur. Les graphiques en barre montrent que la descente en altitude s’accompagne d’une baisse pluviométrique. Les zones de plus fortes pluies représentent un pourcentage relativement faible par rapport à la surface totale. Pour un bassin donné, le positionnement de la station pluviométrique sur le profil en long de l’oued montre qu’elle est située à une altitude très basse par rapport à l’ensemble du bassin-versant concerné.

242

Fig.16-2 : Evolution de la pluie en fonction de l’altitude dans le bassin-versant de l’oued Namous Fig.16-3 : Evolution de la pluie en fonction de l’altitude dans le bassin-versant de l’oued Rharbi Fig.16-4 : Evolution de la pluie en fonction de l’altitude dans le bassin-versant de l’oued Seggeur

Pluie moyenne (mm/an)

900

1000

1100

1200

1300

1400

1500

1600

0 20 40 60 80 100 120Distance (km) ou poucentage par rapport à la surface totale

Altit

ude

(m)

0 50 100 150 200 250 300 350

Pmoy (mm/an) Profil en long (km) % par rapport surface totale

Pluie moyenne (mm/an)

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

0 50 100 150 200Distance (km) ou pourcentage par rapport à la surface totale

Alti

tude

(m)

0 50 100 150 200 250 300

Pmoy (mm/an) Profil en long (km) % par rapport surface totale

Pluie moyenne (mm/an)

1000

1100

1200

1300

1400

1500

1600

1700

0 10 20 30 40 50 60 70 80

Distance (Km) ou pourcentage par rapport à la surface totale

Alti

tude

(m)

230 240 250 260

Pmoy (mm/an) Profil en long (km) % par rapport surface totale

Station pluviométrique

243

Les séries de mesures (1926-1950) ayant servi pour l’élaboration de la carte des

isohyètes couvrent en majorité une période où, selon BOUALEM et al. (1993), la pluviométrie est supérieure à la normale ; alors que les séries de mesures pluviométriques utilisées couvrent largement une période (de 1973 à 1993) où la tendance est nettement à la sécheresse (BOUALEM et al., 1993). Les auteurs notent que ceci est en accord avec le fait qu’en Algérie, la prise en compte des mesures pluviométriques des années les plus récentes entraîne une diminution d’ensemble des moyennes.

Ce phénomène se retrouve dans la lecture de la courbe de tendance de la moyenne

mobile des pluies annuelles à la station de Djelfa (Fig.16-5), située à une quarantaine de kilomètres au Nord de la station de Aïn El Bel (cf. Fig.13-2b). Eu égard à la figure 16-5, l’on pourrait lire que la période couverte par les séries pluviométriques de DUBIEF (1953) (1926 à 1950) correspondrait sensiblement à la tranche pluviométrique moyenne de la période d’observation (1874 à 1988) de Djelfa. La période 1885-1908 est humide. La période de plus faibles pluies annuelles s’étale de 1973 à 1988. Les lacunes d’observation des années 1962-64 ; 1978-79 et 1986-87 ont été complétées par la moyenne générale de la station (290 mm/an).

Fig.16-5 : Pluie annuelle et moyenne mobile sur 5 ans à la station de Djelfa (moyenne générale : 290 mm/an).

Cette même tendance à la sécheresse pour cette dernière période est assez nette à

la station de Douis. Elle est cependant moins évidente aux autres stations de Sekhafa, Sidi Makhlouf, El Haouita, Messaad, Ain Sefra, Ksar El Hirane et Brezina (Fig.16-6a à h).

0

100

200

300

400

500

600

700

1874

1880

1886

1892

1898

1904

1910

1916

1922

1928

1934

1940

1946

1952

1958

1964

1970

1976

1982

1988

Année

Plui

e (m

m)

Douis

050

100150200250300350

1970

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

Année

Plui

e (m

m)

a

Sekhafa

0

50

100

150

200

250

300

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

Année

Plui

e (m

m)

b

244

Fig.16-6 : Pluie annuelle et moyenne mobile sur 5 ans de quelques stations de l’Atlas saharien

Nous pourrions alors ajouter que ce constat n’est pas spécifique à l’Algérie. En effet, il a été démontré dans d’autres régions, notamment en Tunisie centrale (KINGUMBI et al. 2000) que la période allant de 1977 à 1989 est caractérisée par une succession d’années sèches, comparée à celle antérieure 1977 et celle postérieure à 1989. Cet état de fait nous amène à comparer les pluies moyennes annuelles mesurées aux stations (moyennes calculées sur la période allant de la fin des années 1960-début des années 1970 à 1989 pour presque toutes les stations (cf. tableau 13-2)) aux lames d’eau dans les bassins-versants calculées à partir :

a) de la carte des isohyètes de DUBIEF (1953) (Fig.6-5 p.83) dont la série de mesure s’étale sur la période 1926-1950, d’une part et

b) de la carte des isohyètes de l’ANRH (2004) dont la série de mesures pluviométriques concerne une période récente (1965-1995) qui chevauche avec les périodes de mesures des stations, d’autre part (tableau 16-3). La carte des isohyètes de l’ANRH (2004) est le résultat de l’étude de LABORDE et al. (2003).

Sidi Makhlouf

0

100

200

300

400

1968

1970

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

Année

Plui

e (m

m)

c

El Haouita

0

40

80

120

160

200

1969

1971

1973

1975

1977

1979

1981

1983

1985

1987

1989

Année

Plu

ie (m

m)

d

Ain Sefra

0

50

100

150

200

250

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

Année

Plui

e (m

m)

f

Messaad

0

50

100

150

200

250

1968

1970

1972

1974

1976

1978

1980

1982

1984

1986

1988

Année

Plui

e (m

m)

e

Brezina

0

50

100

150

200

250

300

1969

1971

1973

1975

1977

1979

1981

1983

1985

1987

1989

Année

Plui

e (m

m)

h

Ksar El Hirane

0

50

100

150

200

250

1969

1971

1973

1975

1977

1979

1981

1983

1985

1987

Année

Plui

e (m

m)

g

245

Nous comparerons entre elles les pluies de ces deux périodes pour un bassin-versant et en l’occurrence celui de l’oued Seggeur. Tableau 16-3: Lames d’eau dans les bassins-versants et pluie moyenne des stations pluviométriques

Lame d’eau moyenne (mm/an) Oued Station

pluviométrique Station

pluviométrique (A)

DUBIEF (1953) (B)

ANRH (2004) (C)

Ecart relatif (%) entre (A) et (B)

Ecart relatif (%) entre (A) et (C)

Namous Ain Sefra 128 189 130 32 2Seggeur Brezina 97 245 135 60 28Rharbi Abiod S Cheikh 101 217 115 53 12Mzi Sekhafa 122 232 145 47 16El Nekrebets Ain Mehdi 146 193 129 24 13Bou Drine Sidi Makhlouf 84 189 122 56 31Mergueb Messaad 125 227 145 45 14Moudjbara Ain El Bel 156 240 145 35 8Douis Douis 99 293 166 66 40Djedi Ksar El Hirane 102 159 111 36 8Nessaad El Haouita 91 154 109 41 17Moyenne 114 213 132 45 17

16.3.1. Comparaison des pluies aux stations aux pluies du bassin-versant sur la période 1926-1950

L’analyse du tableau 16-3 montre que les lames d’eau annuelles calculées à partir de la carte des isohyètes sont systématiquement supérieures aux pluies moyennes annuelles des stations pluviométriques utilisées. L’écart moyen relatif entre les pluies moyennes annuelles aux stations (A) et les lames d’eau dans les bassins-versants (B) de 45% est révélateur à la fois des différences pluviométriques entre les deux périodes considérées et du gradient altimétrique.

16.3.2. Comparaison des pluies aux stations aux pluies du bassin-versant sur la période 1965-1995

Ces pluies concernent sensiblement la même période. Leur confrontation porte à constater que les pluies moyennes annuelles aux stations pluviométriques utilisées sont du même ordre de grandeur mais presque systématiquement plus faibles que les lames d’eaux moyennes annuelles dans les bassins-versants calculées à partir de la carte des isohyètes de l’ANRH (2004). L’écart moyen relatif entre les pluies moyennes annuelles aux stations (A) et les lames d’eau dans les bassins-versants (B) de 17% indique que les pluies aux stations sont plus faibles pour cette période.

16.3.3. Comparaison des pluies entre les périodes 1926-1950 et 1965-1995

En guise d’illustration des différences pluviométriques entre les périodes 1926-1950 (DUBIEF, 1953) et 1965-1995 (ANRH, 2004), les pluies sont mises en vis à vis dans le bassin-versant de l’oued Seggeur (Fig.16-7). Pour ces deux périodes, les caractéristiques pluviométriques du bassin-versant de l’oued Seggeur sont portées sur le tableau 16-4.

L’écart moyen relatif entre les pluies moyennes annuelles des deux périodes est de 45%. Cet écart atteste que la période 1926-1950 est nettement plus humide que la période 1965-1995.

246

Fig.16-7 : Isohyètes pour les périodes 1926-1950 et 1965-1995 dans le bassin-versant de l’oued Seggeur

Tableau 16-4 : Caractéristiques pluviométriques du bassin-versant de l’oued Seggeur

Période 1926-1950 Période 1965-1995 Ecart relatif (%) Pluie minimale (mm/an) 163 96 41

Pluie maximale (mm/an) 299 216 27

Moyenne (mm/an) 245 135 45

Conclusion Ces résultats permettent d’affirmer que le débit d‘alimentation de la nappe du

Continental intercalaire en provenance de l’Atlas saharien de 3.5 m3/s, arrêté au terme de la modélisation hydrologique de la recharge du SASS, est sous estimé. Il a été montré d’une part, que les pluies de la période 1926-1950 (DUBIEF, 1953) correspondent à la moyenne d’une longue période. D’autre part, les pluies de la période 1965-1995 (ANRH, 2004) couvrent une période moins humide que la précédente. Les pluies aux stations utilisées pour la modélisation hydrologique de la recharge dont les séries pluviométriques couvrent sensiblement la même période que celle de l’ANRH (2004) devraient être comparables aux pluies de cette dernière.

Or, les moyennes pluviométriques annuelles des stations sont à la fois inférieures aux lames d’eaux moyennes annuelles calculées dans les bassins-versants sur la période 1926-1950 et à celles calculées dans les bassins-versants sur la période 1965-1995.

Nous avons aussi montré qu’il existe un gradient pluviométrique fonction de l’altitude et que les stations pluviométriques sont situées à des altitudes très basses par rapport à l’ensemble du bassin. La différence entre les pluies aux stations et les pluies de la période 1965-1995 s’expliquerait alors par le gradient d’altitude. Ainsi, du fait de la rareté des stations pluviométriques, les modèles hydrologiques sous-estiment le débit d’alimentation du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas saharien. On peut par comparaison des pluies aux stations aux lames d’eau moyennes sur l’ensemble du bassin calculées à partir des isohyètes de l’ANRH (2004) estimer que cette sous-estimation est de l’ordre de 17%.

SP

SP : Station pluviométrique

Période 1926-1950

SP

Période 1965-1995

247

La différence entre les pluies aux stations et les pluies de la période 1926-1950, s’expliquerait quant à elle non seulement par le gradient d’altitude mais aussi par les écarts pluviométriques entre les périodes considérées. Dans ce cas, du fait du gradient pluviométrique fonction de l’altitude et des différences pluviométriques, les modèles hydrologiques sous-estiment le débit d’alimentation du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas saharien. On peut évaluer cette sous-estimation comme suit : Soit : (Pstation) : la moyenne des pluies annuelles aux stations et

(PCorr) : la moyenne des lames d’eau dans les bassins-versants calculées à partir des isohyètes de DUBIEF (1953),

Nous avons vu que le rapport : (Pstation) / (PCorr) = 0.45 Pour retrouver la pluie à la station corrigée (PCorr) par la moyenne pluviométrique de

DUBIEF (1953), on applique la relation : PCorr = Pstation / 0.45 Le débit d’alimentation du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas

saharien s’établit donc à : 3.5 / 0.45 = 7.7 m3/s. D’après ces calculs, la contribution du piémont de l’Atlas saharien à l’alimentation de

la nappe du Continental intercalaire peut être arrêtée en moyenne à 7.7 m3/s. Ce débit entre dans l’intervalle des estimations recueillies dans les études antérieures qui le situent entre 4 et 8 m3/s.

Sur une surface de l’ensemble du bassin de l’Atlas saharien de l’ordre de 133000 km2, la pluie moyenne annuelle calculée à partir des Isohyètes de DUBIEF (1953) est de 135mm. Le volume d’eau tombé dans le bassin est de 18011 Mm3/an.

L’infiltration dans le bassin calculée par le modèle hydrologique est de 243 Mm3 ; soit 1,35% du volume précipité.

Ce débit est corrigé par les données pluviométriques de DUBIEF (1953) dont nous avons jugé qu’elles représentent la moyenne d’une longue période en se basant sur la série de la station pluviométrique de Djelfa. Cette station étant la seule qui présente des mesures sur une longue période (1874-1988).

Sur toute la surface du bassin de l’Atlas, il n’existe que deux stations hydrométriques : - celle de Kheneg El Araouia dans le bassin-versant de l’oued Seggeur

dont la série d’observation s’étale de 1974 à 1977 et - celle de Ain El Hadjaj dans le bassin-versant de l’oued Namous dont la

série d’observation s’étale de 1973 à 1976 et une dizaine de stations pluviométriques.

L’estimation de la recharge en région saharienne est souvent rendue délicate voire impossible à cause de nombreuses lacunes d’observation. Ce qui explique que les modèles hydrologiques sont rares, sinon inexistants, en domaine saharien. Malgré les difficultés liées à ces lacunes, nous avons pu mettre au point un modèle hydrologique capable d’évaluer la recharge dans le domaine du Sahara septentrional et qui peut être appliqué dans d’autres régions.

Le modèle a permis de fixer les ordres de grandeur du débit d’alimentation provenant du piémont de l’Atlas saharien. Ce débit contient, toutefois, quelques imprécisions liées à la rareté des données. Disposer de plus de données ne ferait qu’améliorer les résultats du modèle. D’où la nécessité d’équiper les bassins-versants de l’Atlas saharien de postes d’observation hydropluviométriques.

248

CONCLUSION GENERALE Le Sahara septentrional, caractérisé par des pluies rares et faibles, recèle d’importantes réserves d’eau souterraines, mises en place depuis les périodes humides du Quaternaire. Ces pluies encore observées au Sahara septentrional sont variables, irrégulières et inégalement réparties dans l’espace. Les moyennes pluviométriques dépassent 100 à 200 mm/an dans le Nord. Le Sud est, en général, le domaine des pluies faibles, inférieures à 50 mm/an. Ceci a amené certains auteurs à considérer qu’actuellement, les nappes du Sahara ne sont pas rechargées.

Cependant, bien que l’immense majorité des réserves des aquifères du Sahara septentrional se soient mises en place depuis des périodes humides anciennes, les nappes sont encore alimentées, de nos jours, à l’occasion de conditions climatiques favorables. Ces conditions prévalent encore au Sahara, ne serait-ce que de manière sporadique. De rares pluies, exceptionnellement importantes, engendrent l’infiltration des eaux de pluie et de ruissellement dans les nappes.

Cette recharge des nappes s’effectue aux zones d’affleurements perméables utiles,

celles situées dans les zones à nappe libre. Notre première contribution a été de la mettre en évidence par l’étude de sa faisabilité géologique, hydrologique, hydrodynamique et géochimique. L’étude des formations géologiques a permis de mettre en évidence les affleurements des formations aquifères. Celles-ci affleurent dans des régions où les moyennes pluviométriques sont importantes, attestant la faisabilité hydrologique de la recharge. L’alimentation des nappes est aussi prouvée par les flux calculés aux zones de recharge. Les études géochimiques, en quantifiant les teneurs en Tritium, Oxygène 18, Deutérium et Carbone 14, ont montré l’existence d’eaux récentes dans ces zones de recharge. Ce fait est bien illustré par la carte de distribution des âges du carbone 14 dans la nappe du CI, d’où l’on peut voir des eaux de plus de 20000 à 40000 ans d’âge, aux zones exutoires et dans les parties confinées de la nappe ; les eaux de moins de 5000 à 500 ans se trouvent dans les zones de recharge de la nappe.

Sa quantification se heurte à des difficultés liées à la quantification des différents termes du bilan hydrologique. Elle a tout de même fait l’objet de quelques estimations. Notre deuxième contribution a été de les regrouper et de les analyser. Nous avons ainsi pu constater qu’elles sont très diverses, variant du simple au double, pour celles faites avant le début des années 1970, date à partir de laquelle la modélisation a apporté plus de précisions dans ce domaine.

Notre contribution a été de tenter d’approcher les ordres de grandeur de la recharge des nappes du Sahara septentrional, en procédant à des calculs d’infiltrations à partir de la pluie et des eaux de ruissellement. Les résultats de ces calculs cadrent parfaitement avec les chiffres arrêtés par les précédentes investigations.

La proposition d’une nouvelle configuration de la recharge, testée dans le modèle du projet SASS, est aussi un apport de ce travail. Les résultats de cette configuration montrent que le modèle du SASS serait plus optimiste (rabattements moindres) en répartissant l’alimentation aux zones de recharge, y compris celles à l’intérieur du domaine.

La thèse de paléorecharge nous a amené à procéder à une simulation d’une situation de paléorecharge avec des conditions de recharge nulle. Il en est ressorti que l’hypothèse de la recharge nulle ne peut pas être appliquée dans le domaine du SASS. Les rabattements calculés par le modèle R-SASS montrent qu’il faudrait garder un flux entrant dans le système pour maintenir les hauteurs piézométriques à leurs niveaux actuels. Des modèles de bilan hydrologique ont ainsi été mis au point pour essayer de quantifier l’infiltration dans la nappe du Continental intercalaire provenant de l’Atlas saharien.

249

L’exploitation des données hydropluviométriques des bassins du versant Sud de l’Atlas saharien à l’aide de ces modèles a permis de réévaluer l’alimentation de la nappe du Continental intercalaire à partir de l’Atlas saharien. Au terme de la modélisation hydrologique de la recharge du SASS, cette alimentation, évaluée à 3.5 m3/s, est sous-estimée.

Il a été montré d’une part, que les moyennes pluviométriques annuelles des stations sont de 45% inférieures aux lames d’eaux moyennes annuelles calculées dans les bassins-versants sur la période 1926-1950 ; d’autre part, elles sont de 17% plus faibles que celles calculées dans les bassins-versants sur la période 1965-1995 qui couvre sensiblement celle des stations pluviométriques. Les pluies de la période 1926-1950 (DUBIEF, 1953) correspondent à la moyenne d’une longue période. Celles de la période 1965-1995 (ANRH, 2004) couvrent une période moins humide que la précédente.

Cette sous-estimation s’explique d’une part, par le gradient d’altitude et la rareté des stations pluviométriques ; d’autre part, par les différences pluviométriques entre les périodes considérées.

Vu que la correction de la pluie à la station par la moyenne pluviométrique de DUBIEF (1953) est de 45%, le débit d’alimentation du Continental intercalaire provenant du piémont de l’Atlas saharien est établit à : 3.5 / 0.45 = 7.7 m3/s. Ce débit entre dans l’intervalle des estimations recueillies dans les études antérieures qui le situent entre 4 et 8 m3/s.

L’estimation de la recharge en région saharienne est souvent rendue délicate voire impossible à cause de nombreuses lacunes d’observation. Ce qui explique que les modèles hydrologiques sont rares, sinon inexistants, en domaine saharien. En dépit des difficultés liées à ces lacunes, nous avons pu mettre au point un modèle hydrologique capable d’évaluer la recharge dans le domaine du Sahara septentrional et qui peut être appliqué dans d’autres régions.

La modélisation hydrologique de la recharge a permis de fixer les ordres de grandeur du débit d’alimentation provenant du piémont de l’Atlas saharien. Ce débit contient, toutefois, quelques imprécisions liées à la rareté des données. Disposer de plus de données ne ferait qu’améliorer les résultats du modèle. D’où la nécessité d’équiper les bassins-versants de l’Atlas saharien de postes d’observation hydropluviométriques.

250

BIBLIOGRAPHIE ANRH (1998) : Inventaire des forages et enquête sur les débits extraits de la nappe de Tolga. Wilaya de Biskra. Agence Nationale des Ressources Hydrauliques. DRS. Ouargla ; Algérie. ANRH (2003) : Données hydropluviométriques des stations situées dans les bassins du versant sud de l’Atlas saharien. Agence Nationale des Ressources Hydrauliques ; Alger. Algérie. ANRH (2004) : Données pluviométriques du Nord de l’Algérie. Agence Nationale des Ressources Hydrauliques ; Alger. Algérie. ALLISON G.A. & HUGHES M.W. (1978) : The use of environmental Chloride and Tritium to estimate total recharge to an unconfined aquifer. Austr. J. Soil Res., 16, 181-195. ALLISON G.B., BARNES C.J. HUGHES M.W. and LEANEY F.W.J. (1984) : The effect of climate and vegetation on oxygen-18 and deuterium profiles in soils. Proc. sym. IAEA, Vienne on 'Isotope Hydrology', IAEA-SM-270/20, 105-123. ALLISON G.B. and BARNES C.J. (1985) : Estimation of evaporation from the normally dry Lake Frome in South Australia. J. Hydrol. , 76, 229-242. ARANYOSSY J.F. & MAMOU A. (1985) : Apport des techniques nucléaires à l’étude des aquifères du Sud tunisien. 51p. RAF/8/007. IAEA. Vienne. ARMINES & ENIT (1984) : Modèle mathématique du Complexe Terminal Nefzaoua – Djerid ; Min. Agr. Tunisie. 19 fig. 26 tabl. 87p. AUMASSIP G., DAGORNE A. ESTORGES P., LEFÈVRE P., MAH-ROUR M., MARMIER F., NESSON C., ROUVILLOIS M. et TRECOLLE G. (1972) : Aperçu sur l'évolution du paysage quaternaire et le peuplement de la région de Ouargla. Libyca, t. XX, p. 205-257. BABA SY M. (1998) : Alimentation et Modélisation du Système Aquifère de Gafsa Nord. DEA ; Faculté des Sciences de Tunis. 64 Fig. 11 coupes, 16 tabl., Annexes, 97p. BAKIEWICZ Q., MILNE D. M. and NOORI M. (1982) : Hydrogeology of the Umm Er Rhaduma aquifer, Saudi Arabia. with reference to fossil gradients. Q. J. Eng. Geol., 15, 105-126. BALLAIS J.L. (1974) : L'évolution géomorphologique holocène dans la région de Cheria (Nementchas). Libyca. BEL F. & CUCHE D. (1969) : Mise au point des connaissances sur la nappe du Complexe Terminal ; ERESS ; Ouargla. Algérie. 3 fig., 17 planches, 20p. BEL F. & DEMARGNE F. (1966) : Etude géologique du Continental Terminal ; DEC, ANRH, Alger, Algérie, 24 planches, 22p. BEN AMMAR .S (1985) : Etude numérique critique de la nappe du Continental Intercalaire ; DEA ; Faculté des Sciences de Tunis ; Tunisie. BEN AMMAR S. & BESBES M. (1992) : Essai de modélisation de l’histoire hydrogéologique de la nappe du continental intercalaire du Sahara algéro-tunisien. Coll. paléoclim .déserts PICG, Djerba, 17p. BEN BACCAR B. (1987) : Hydrogéologie des Matmatas. Etude géologiques et hydrogéologique des Matmatas de Gabès. Direction Générale des Ressources en Eau. Tunis, Tunisie. 68p. BEN ISMAIL M.H. (1991) : Les bassins mésozoïques (Trias à Aptien) du sud de la Tunisie : stratigraphie intégrée, caractéristiques géophysiques et évolution géodynamique. Thèse sciences, Université de Tunis II, 446 p.

251

BEN YOUSSEF M., BIELY A., KAMMOUN Y. et ZOUARI H. (1985) : L’Albien moyen-supérieur à Knemiceras forme la base de la grande transgression crétacée au Tebaga de Médenine (Tunisie méridionale). – C.R. Acad. Sci. Paris, II, 300, p. 965-968. BERGER A. (1978) : Long-tem variations of caloric insolation resulting from the earth's orbital elements. Quaternary Research 9, 139-167. BERGER A. (1981) : The astromical theory of paleoclimates. In Ed., Climatic variation and variability. Facts and Reidel, Dordrecht, pp. 501-525. BESBES M. (1967) : Contribution à l'étude des ressources en eau souterraines de la région de Haffouz. Tunis. BIRH. 211p. 86 fig. 2pl. DGRE (Ref. 5062056). BESBES M. (1978) : Estimation des apports aux nappes souterraines. Un modèle d’infiltration efficace. Thèse Doc. es. Sc., Univ. Paris VI, France, 270p. BESBES M. (2003) : Cours d’hydrogéologie. Polycopiés ; Ecole Nationale d’Ingénieurs de Tunis. BESBES M. & BOUZAIANE S. (1984) : Etude de l’irrigation par l’épandage des eaux de crue de l’oued Fekka et recharge de la nappe de Sidi Bouzid. Un modèle mathématique de simulation. ENIT/DGRE, Tunis, Tunisie, Rapport scientifique, 30p. BESBES M. & ZAMMOURI M. (1988) : Extension en Libye du modèle du CI algéro- tunisien. Int. Conf. Comput. Methods and water resources, Rabat. BESBES M., JARRAYA F., ZAMMOURI M. (1991) : MULTIC : Simulation des aquifères multicouches en mailles carrées régulières. Notice d’emploi. Rapport, ENIT, Tunis, Tunisie. 21 p. fig BEUCHER F. (1971) : Etude palynologique des formations néogènes et quaternaires au Sahara Nord-occidental. Thèse Doct., Paris, 796 p. BOUAZIZ S. et MELLO J. (1987) : Etude géologique de la région de Tataouine. Rapport interne, Office National des Mines, Tunis 139 p. BOUAZIZ S., BUFFETAUT E., GHANMI M., JAEGER J.J., MARTIN M., MAZIN J.M. et TONG H. (1988) : Nouvelles découvertes de vertébrés fossiles dans l’Albien du Sud tunisien. Bull. Soc. Géol. Fr., (8),IV, p. 335-339. BOUAZIZ S., DONZE P., GHANMI M. et ZARBOUT M. (1989) : La série à dominante continentale (Oxfordien à Cénomanien) de la falaise du Dahar (Sud tunisien) ; son évolution du Tebaga de Médenine à la frontière tripolitaine. - Géologie Méditerranéenne, 15, p. 67-76. BRGM (1976) : Carte de planification des ressources en eau souterraine des états membres du C.I.E.H. de l’Afrique soudano-sahelienne. Notice explicative. (Com. interaf. ét. hydraul., sér. hydrogéologie, BRGM, carte au 1/500 000 et notice, Ouagadougou. BRL ingénierie (1997) : Water resouces ; Final report ; Volume II : Mathematical model. Socialist People’s Libyan Arab Jamahiriya. General Water Authority. Tripoli, Libye, 7 map. 94 fig. 58 tabl. 213p. appendices. BRL ingénierie (1998a) : Etude du Plan directeur général de développement des régions sahariennes – Connaissances d'Ensemble. Rapport, ANRH, Alger, Algérie. BRL ingénierie (1998b) : Etude du Plan directeur général de développement des régions sahariennes – Modélisation du Continental Intercalaire. Rapport, ANRH, Alger, Algérie. 30p ; annexes ; fig. tabl. BRL ingénierie (1998c) : Etude du Plan directeur général de développement des régions sahariennes – Modélisation du Complexe Terminal. Rapport, ANRH, Alger, Algérie.

252

BRL (1998d) : Ghadames Project, Water Resources, Final Report, Volume 1 : Geology, Hydrology, Water Cost. General Water Authority, Tripoli, Libye. BRUNNACKER K. (1969) : Affleurements de lœss dans les régions méditerranéennes. Rev. Géogr. phys. Géol. dynam. (2) , vol. XI, fasc. 3, p. 325-334. BURDON D.J. (1977) : Flow of fossil groundwater. Q. J. Eng. Géol. Vol.10. 97-124, 11 fig. 6 tabl. BURGEAP & Direction des carburants (1963) : Etude du Continental Intercalaire Saharien. Rapport scientifique, ANRH, Alger, Algérie. BUROLLET P. F. (1956) : Contribution à l'étude stratigraphique de la Tunisie centrale. Annales des Mines et de la Géologie 18, 1-345. BUSSON G. (1967) : Le Mésozoïque saharien. 1ère partie : L’Extrême Sud-tunisien. Edit., Paris, « Centre Rech. Zones Arides », Géol., 8, 194 p. Ed. C.N.R.S. BUSSON G. (1970) : Le Mésozoïque saharien. 2ème partie : Essai de synthèse des données des sondages algéro-tunisiens. Edit., Paris, « Centre Rech. Zones Arides », Géol., 11, 811p. Ed. C.N.R.S. BUSSON G. (1971) : Principes, méthodes et résultats d’une étude stratigraphique du Mésozoïque saharien. Thèse Paris, 464p. BUTZER K.W. (1961) : Paleoclimatic implications of Pleistocene stratigraphy in the Mediterranean area. Ann. .N.Y. Acad. Sci., USA, vol. 95, p. 449-456. BUTZER K.W. (1966) : Climatic changes in the arid zones of Africa during early to mid-Holocene times. « Wortd Climate from 8000 to 0 BC ». Proc. intern. Symp. Imperial College, Roy. Met. Soc., London, p. 72-83. CAPOT-REY R. (1937) : La région des Dayas, in Mélanges de géographie et d'orientalisme offerts à E. F. GAUTIER. Arrault, Tours, 1937, pp. 107-130. in DUBIEF (1953). CAMPS G., DELIBRlAS G. et THOMMERET J. (1969) : Chronologie absolue et successions des civilisations préhistoriques dans le Nord de l' Afrique. Libyca, A.P .E., t. XVII, p. 1-17. CHAIEB H. (1988) : Contribution à la réactualisation des modèles hydrogéologiques de la plaine de Kairouan. Mémoire de DEA, Faculté des Sciences de Tunis, Tunisie. 77p. CHAPPEL J.M. et SCHACKLETON N.J. (1986) : Oxygen isotopes and sea leveI. Nature 324, 137-140. CHIANG W.H. & KINZELBACH W. (2001): 3D groundwater modeling with PMWIN. A simultion system from modelling groundwater flow and pollution. Springer, Berlin. CLIMAP (1981) : Seasonal reconstructions of the Earth's surface at the last glacial maximum. Geological Society of America Map Series, MC-36. CLIMAP (1984) : The last interglacial Ocean. Quaternary Research 21, 123-224. CONRAD G. (1969) : L’évolution continentale post-hercynienne du Sahara algérien (Saoura, erg Chech-Tanezrouft, Ahnet-Mouydir). Centre de recherche sur les zones arides. Série géologie n°10, CNRS, Paris, 527p. CONRAD G. & FONTES J.C. (1970) : Hydrologie isotopique du Sahara Nord-Occidental. "Isotope Hydrology 1970", A.l.E.A., Proceed. Symp. Vienne (1970) 405-419. CONRAD G. & FONTES J. C., (1972) : Circulations, aires et périodes de recharge dans les nappes aquifères du Nord-Ouest Saharien : données isotopiques (18O, 13C, 14C). CRAS , 275, 165-163.

253

CONRAD G. & OLIVE P. (1972) : Premières données sur les teneurs en tritium des nappes aquifères du Sahara nord-occidental et central (Algérie) ; conséquences hydrogéologiques. C.R. Acad. Sc. Paris, 274, 2019-2022. CONRAD G., MARCE A., OLIVE PH. (1975) : Mise en évidence par le tritium, de la recharge actuelle des nappes libres de la zone aride saharienne (Algérie) Journ. Hydrol., 27, 207-224. COQUE R. (1962) : La Tunisie présaharienne. Etude géomorphologique. Armant Colin, Paris, 476p. CORNET A. (1961) : Initiation à l’hydrogéologie saharienne. Hydraulique et équipement rural. Service des études scientifiques. Rapport, Alger, Algérie. 108p. CORNET A. & ROGNON P. (1961) : Les débits circulant dans la nappe du CI Sahara alg. Pub. 57 AISH (coll. Athènes) et Chron. d’hydrog. n°11,1967. CORNET A. (1964) : Introduction à l’hydrogéologie saharienne ; Rev. de géogr. phys. et de géol. dyn. (2),vol. VI, fasc.1 ; 5-72. COUVERT M. (1972) : Variations paléoclimatiques en Algérie. Libyca, t.xx,pp18-45. CRAIG L.H. (1961) : Isotopic variations in meteoric water. Science, 133, p.1702-1703. DANSGAARD W. (1964) : Stable isotopes in precipitation. Tellus, 16. p.436-468. DEVRIES (1959) : Measurement and use of natural radiocarbon. In Researches in Geochemistry, Vol.1, ed. P.H. Abelson, 169-89. New York : John Wiley. DGRE (2003) : Données pluviométriques de quelques stations de l’Extrême Sud-tunisien. Direction Générale des Ressources en Eau ; Tunis. Tunisie. Dincer T., AI-Mugrin A., and Zimmermann U. (1974) : Study of the infiltration and recharge through sand dunes in arid zones with special reference to the stable isotopes and thermonuclear tritium. J. Hydrol. 23, 79-87. DJEBBI M., BESBES M., MAALEL K., (1991) : Modèle de propagation et d’épandage des eaux de crues « MECRA ». Note d’utilisation et exemple d’illustration. 21 p. Annexes; ENIT; Tunis; Tunisie. DRAY M., GONFIANTINI R., ZUPPI G.M. (1983) : Isotope composition of groundwater in the southern Sahara “Paleoclimate and Paleowaters”. A collection of environmental isotope studies. IAEA, Vienne, 187p. DREVER J. I. (1988) : The geochemistry of natural waters. Englewood Cliffs, N. J. Prentice Hall. DUBIEF J. (1953) : Essai sur l'hydrologie superficielle au Sahara. Institut de Météorologie et de Physique du Globe de l’Algérie ; Service des Etudes Scientifiques ; Alger, Algérie. 451p. DUBIEF J. (1959) : Le climat du Sahara. Institut de Météorologie et de Physique du Globe de l’Algérie, Alger, in Idrotecneco (1982c). DUPLESSY J.C., ARNOLD M., MAURICE P.,BARD E., DUPRAT J. et MOYES J. (1986) : Direct dating of the oxygen-isotopic record of the last deglaciation by 14C accelerator mass spectrometry. Nature 320, 350-352. DUPLESSY J.C., SHACKLETON N.I., FAIRBANKS R.G., LABEYRIE L.D., OPPO D. et KALLEL N. (1988) : Deep water source variations during the last climatic cycle and their impact on the global deep water circulation. Paleoceanography 3, 343-360. EDMUNDS W.M. & WALTON N.R.G. (1980) : A geochemical and isotopic approach to recharge evaluation in semi-arid zones, past and present. pp.47-68. in "Arid Zone Hydrology, investigations with isotope techniques". IAEA Vienne.

254

EDMUNDS W.M. & GAYE C.B. (1994) : Estimating the spatial variability of recharge in the Sahel using chloride. J. Hydrol, 156, 47-59. EDMUNDS, W.M., SHAND, P., GUENDOUZ, A.H., MOULLA A.S., MAMOU, A., ZOUARI, K.; (1997) : Recharge characteristics and groundwater quality of the Grand Erg Oriental Basin, Final report. EC (Avicenne) Contract CT93AVI0015, BGS Technical report WD/97/46R, Hydrogeology Series, 87p. EDMUNDS W.M., GUENDOUZ A.H., MAMOU A., MOULLA A., SHANDS P. and ZOUARI K. (2003) : Groundwater evolution in the continental intercalaire aquifer of southern Algeria and Tunisia : trace element and isotopic indicators. Applied Geochemistry 18 ; pp. 805-822. EMILIANI C. (1961) : Cenozoïc climatic changes as indicated by the stratigraphy and chronology of deep-sea cores of Globigerina-ooze facies. Ann. N.Y. Acad. Sci., vol. 95, n°1, p. 521-536. ENERGOPROJECT (1975) : Geological study (Mapping, Sedimentological and paleontological study) for regional groundwater survey of Ghadames – Derj – Sinawen project Area. General water authority. Tripoli, Libya. ENERGOPROJECT (1977) : Hydrogeological study of wadi Sawfajjin, wadi zamzam and Jufra area. General Water Authority ; Tripoli, Libya ERESS (1972a) : Etude des ressources en eau du Sahara septentrional. Rapport final, 78p, 1 carte ; 12 planches. OSS, Tunis ; Tunisie. ERESS (1972b) : Nappe du Continental intercalaire. Plaquette 2, 46p, Appendices, 5 cartes, 4 planches. OSS, Tunis ; Tunisie. ERESS (1972c) : Nappe du Complexe terminal. Plaquette 3, 59p, Appendices, 7 cartes, 2 planches. OSS, Tunis ; Tunisie. ERESS (1972d) : Qualité chimique des eaux. Plaquette 6, 44p, Appendices, OSS, Tunis ; Tunisie. ESCALON M. (1969) : Les séquences sédimento-climatiques du Midi Méditerranéen du Würm à l'Holocène. Bull. Musée Anthrop. Préhist., Monaco, n°14, 125 p. ESTORGES P., AUMASSIP G. et DAGORNE A. (1969) : El Haouita, un exemple de remblaiement fini-würmien. Libyca, Anthrop., Prehist., Ethnog., t. XVII, p. 53-91. ESTORGES P., DAGORNE A. et MARHOUR M. (1971) : Remarques morphologiques sur les sebkras de la région de Ouargla. ColI. U.G.L, Ouargla (inédit.) et: Sebkras et gisements préhistoriques dans la dépression de l'Oued Mya. Centre Rech. Anth., Préhist. et Ethnog., Alger, Mém. n" XX, p. 222-227. EZZEDINE M. & BENAÎCH S. (1988) : Modélisation de l’épandage des crues de l’oued Fekka. PFE., ENIT ; Tunis, Tunisie. FABRE J. (1976) : Introduction à la géologie du Sahara algérien. 422p ; SNED , Alger. Algérie FANTOLI A. (1967) : Contributo alla climatologia della tripolitania. Parte I. Ministero degli Affati Esteri Italiano, Roma, 640 pp. in Idrotecneco (1982c). FERSI M. (1979a) : Les crues du 4, 5 et 6 mars 1979 sur les bassins de la Djeffara et du Dahar. Résultats et conclusions. DRE. Tunis, Sept. 1979, 30p. Annexes. FERSI M. (1979b) : Estimation du ruissellement moyen annuel sur les bassins versants du Sud-Est, du Sud-Ouest et Sahel sud. Direction Générale des Ressources en Eau (DGRE), Tunis, Tunisie. FETTER C.W. (1994) : Applied hydrogeology. Third edition. Macmilan. University of Wisconsin – Shkosh. 691p.

255

FONTES J. C. (1976) : Les isotopes du milieu dans les eaux naturelles. Houille blanche. N° spécial ¾, 205-221. FONTES J. C. & GASSE F. (1991) : PALHDAF (Palaeohydrology in Africa) program : objectives, methods, major results. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 84, 191-215. FONTUGNE M., ARNOLD M., LABEYRIE L.D. et DUPLESSY J.C. (1993) : Initiation de la stratification de la Méditerranée orientale et débit du Nil à l'Holocène. in "Evolution passée et future du désert," PICG 252. Jerba, in the press. FRITZ P. & FONTES J.C. (1980) : Handbook of environmental isotop. Geochemistry, vol.1. Elsevier, New York. FOURNIE D. (1978) : Nomenclature lithostratigraphique des séries du Crétacé supérieur au Tertiaire en Tunisie. - Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. Elf - Aquitaine, n° 2, p.97-148. GAYE C.B. & EDMUNDS W.M. (1996) : Intercomparison between physical, geochemical and isotopic methods for estimating groundwater recharge in northwestern Senegal. Environmental Geology, 27, 246-251. GEFLI (1972) : Soil and water resources. Survey for hydroagricultural development, western zone, Council for agricultural development. Report, General Water Authority. Tripoli, Libye GEFLI (1976a) : Nalut Project , soil & resources Survey ; 3 : Climatology, Hydrology, Text, Graphs, Maps. Report, General Water Authority. ref : AW-GA-389. Tripoli, Libye GEFLI (1976b) : Study of the water resources in Zliten – Misrata – Tawargha area. Report, General Water Authority. Tripoli, Libye. GEFLI (1978) : Survey for the development of the Central Wadi Zone & Golf of Sirte ; Groudwater Resources ; Final Synthesis Report ; Text & App 2&3- tome1 : 151p ; tome2 : pp152-418. App2 : drill.rep ; App3 : water analyses, hydrogeol. cross sections, maps.- General Water Authority, ref. : AL-WR-205. Tripoli, Libye. GEOMATH (1994) : Western Jamahirya System ; Hydrogeological Modelling of aquifers & well fields ; Final Report ; Text & pl. General Water Authority, ref. : AW-MI-579. Tripoli, Libya. GEOPETROLE (1964) : Etude analogique de la nappe du Continental Intercalaire saharien, pour l’org. Mise en valeur sous-sol saharien. Direction Générale des Ressources en Eau, Tunis. GLENDON W. GEE & HILLEL D. (1988): Groundwater recharge in arid regions : Review and critique of estimation methods. Hydrological process, Vol.2, 255-266. GONFIANTINI R., CONRAD G., FONTES J. CH., SAUZAY G., PAYNE B. R. (1974): Etude isotopique de la nappe du continental intercalaire et de ses relations avec les autres nappes du Sahara septentrional. Isot. Techn. groundwater hydrology, Vol.1, IAEA, Vienne. GUENDOUZ A. (1985): Contribution à l’étude géochimique et isotopique des nappes profondes du Sahara Nord-Est Septentrional (Algérie). Thèse de troisième cycle présentée à l’université de Paris – Sud, le 18/07/1985, 243p. GUENDOUZ A., MOULLA A.S., EDMUNDS W.M., ZOUARI K., SHANDS P. and MAMOU A. (2003): Hydrogeochemical and isotopic evolution of water in the complex terminal aquifer in Algerian Sahara. Hydogeology Journal. 11. 483-495. HABERMEHL M.A. (1980) : « The great artesian basin », Australia BMR. J. Austr. Geol. Geophys, 5. IDROTECNECO (1982a): Hydrgeological study of Wadi Ash Shati , Al Jufrah and Jabal Fezzan area. Annex 3 : Construction of the Model, Final Report. General Water Authority. Tripoli, Libye. 93p.

256

IDROTECNECO (1982b): Hydrgeological study of Wadi Ash Shati , Al Jufrah and Jabal Fezzan area. Annex1: Geology, Geometry of reservoirs; Annex2: Hydrogeological data. General Water Authority. Ref. : AS-751. Tripoli, Libye. IDROTECNECO (1982c): Hydrgeological study of Wadi Ash Shati , Al Jufrah and Jabal Fezzan area. General Report .Texte & 18 pl. HT – General Water Authority. Ref. : AS-751. p 37, pp. 48-52, p61, p65. Tripoli, Libye. JALUT G. (1971) : Analyse pollinique de sédiments des Pyrénées orientales. Bull; AFEQ, n° 27, p. 91-110. KALLEL N., LABEYRIE L.D., JUILLET-LECLERC A. et DUPLESSY J.C. (1988a): A deep hydrological front between Intermediate and Deep water masses in the glacial Indian Ocean. Nature 333, 451-455. KALLEL N, LABEYRIE L.D., ARNOLD M., OKADA H., DUDLEY W.C. et DUPLESSY J.C. (1988b) : Evidence of cooling during the younger Dryas in the western North Pacific. Oceanologica Acta 1,1 369-375. KALLEL N. & ZOUARI K. (1993) : Les périodes humides du Sahara au Quaternaire supérieur. Les Deuxièmes Journées Tunisiennes de Géologie Appliquée (Mai 93, Sfax). Tunisie. KAMMOUN, F., (1989) : Le Jurassique du Sud tunisien, témoin de la marge africaine de la Téthys : stratigraphie, sédimentologie et micropaléontologie. Revue des Sciences de la Terre, Institut National des Recherches Scientifiques et Techniques, 11, 268 p. KASSAB A. (1973) : Les pluies exceptionnelles de septembre et d'octobre 1969 en Tunisie -Mélanges J. Des- pois « Maghreb et Sahara », Paris, p. 193-218. KILIAN C. (1922) : Au Hoggar. Mission de 1922. Soc. éd. géogr. mar. et col., Paris, 1925, 190p. (p23). KILIAN C. (1931) : Les principaux complexes continentaux du Sahara. C.R. Soc. Géol. Fr. Paris, p. KINGUMBI A., BERGAOUI Z., BOURGES J., HUBERT P., KALLEL L. (2000) : Etude de l’évolution des séries pluviométriques de la Tunisie centrale. In Séminaire International sur l’Hydrologie des Régions Méditerranéennes (Montpellier), PHI-V / Documents techniques en Hydrologie / N°51, UNESCO : 341-350. KUDELIN B. I. (1960) : Principes de l’évaluation régionale des ressources naturelles en eau souterraines. (Izdat Moskov. Univ., trad. Fr. BRGM n° 5337, 382 p., Paris. KUTZBACH J.E. (1973) : Year to year circulation variability and some possible analogs of Little Ice Age climates. Abstr. Intern. Conf. Climap., Norwich, p. 101-102. KUTZBACH J.E. & GALLIMORE R.G. (1988) : Sensivity of a coupled atmosphere/mixed layer Ocean model to changes in orbital forcing at 9000 years B.P. J. Geophys. Res.93, 803-821. LABORDE J.P., ASSABA M., BEHLOULI L. (2003) : Les chroniques mensuelles de pluies de bassin : Un préalable à l’étude des écoulements en Algérie. Gestion du Risque Eau en Pays Semi-aride. Congrès de ADENIT, SHF, ENIT, INAT. Tunis, 20-22 mai 2003.pp.41-50. LAPPARENT (de) A.F. (1954) : Stratigraphie du Trias de la Jeffara (Extrême Sud tunisien et Tripolitaine). C.R. XIV Congr. Int. Geol., Alger, 21 : 129-134. Lemire M., Meurgues G. et Petter F. (2003) : Désert saharien. Muséum de l’histoire naturelle. http://cimnts.mnhn.fr/Evolution/Gge.nsf/0/67cb473990729251802565bb006d7a8c?O LEVASSOR A. (1975) : Etablissement d’un modèle de gestion et de mise en valeur des nappes aquifères du Complexe Terminal. Rapp. int. ENSMP-INRH. ANRH, Alger, Algérie.

257

LEVASSOR A. & LEDOUX E. (1996) : NEWSAM, un programme général de simulation des écoulements et des transports de matières dans les systèmes aquifères complexes. Notice d’utilisation. Centre d’Informatique Géologique ; Ecole des Mines de Paris. LLOYD J. W. (1986) : A review of aridity and groundwater. Hydrological processes, Vol.1, 63-78. LLOYD J. W. & FARAG M. H. (1978) : Fossil groundwater gradients in arid regional sedimentary basins, Ground Water, 16,388-393. LLOYD J. W. & MILES J. C. (1986) : Examination of the mechanisms controlling groundwater gradients in arid regional sedimentary basins, Wat. Resour. Bull. Am. Wat. Res. Assoc., 22, 3, 1-8. MAMOU A. (1988) : Avis sur l’étude hydrogéologique du continental intercalaire de l’extrême Sud-tunisien. Rapport technique. DGRE, Tunis, Tunisie. 16p. MAMOU A. (1990) : Caractéristiques et évaluation des ressources en eau du Sud tunisien. Thèse Doctorat es-Sciences. Univ. Paris Sud, 426p. MANSOURI R. (1988) : Extrême sud tunisien. Etude hydrogéologique du continental intercalaire. Tome 2. 66p. MARGAT J. & SAAD K. F. (1982) : L’utilisation des ressources en eau souterraine non renouvelables pour le développement. 4eme conférence internationale sur la planification et la gestion des eaux. Marseille. MARGAT J. & SAAD K. F. (1984) : Les nappes souterraines profondes : des mines d’eau sous les déserts ? Unesco ; Nature et Ressources Vol. XX, n°2, avril-juin 1984. MARGAT J. (1985) : Hydrologie et ressources en eau des zones arides. Bull. Soc. Géol. France, (8), t. 1, n°7, pp.1009-1020. MARGAT J. (1990) : Les gisements d’eau souterraine. La recherche n°221. mai, 1990. MARGAT J. (1992) : Les eaux fossiles. Afrique contemporaine, N°161 (Spécial) 1er trimestre. MAZOR E. (1982) : Rain recharge in the Kalahari : a note on some approaches to the problem, J. Hydrol. 55, 137-144. MEKIDECHE D., SAI N., TOUAT S. et YOUNSI N. (1995) : Carte hydrogéologique de la région de Béchar. Notice explicative. 73p. MIDDLETON N. & THOMAS D., (1997) : World atlas of desertification. United Nation environment program. 2nd edit., Arnold editor. New York. MILANKOVITCH M. (1930) : Mathematische Klimalehre und Astronomische Theorie der Klimaschwankungen. In : Kappen W. & GEIGER R. Eds. Handbach der Klimatologie, Berlin, 1, A, 176p. MOHAMED M. & HIND M. (1998) : Etude des pluies annuelles et journalières dans le Sahara algérien. Cahier Sécheresse, Vol.9, Numéro 3, page 193-199, Septembre 1998. MOSER H., STICHLER W., TRIMBORN P. (1983) : Stable isotope studies on paleowaters. Proc. Symp. Isotope technique, I.A.E.A., Vienne. MOULLA A.S., GUENDOUZ A., CHERCHALI M.E.H. (2002) : Contribution des isotopes à l’étude des ressources en eau souterraines transfrontalières en Algérie. Atelier international sur la gestion partagée des ressources des systèmes aquifères en Afrique. PHI, UNESCO, Tripoli, Libye, 02-04 juin 2002.

258

MULLER & MAYO (1986) : 13C variation in limestone on an aquifer wide scale and its effects on groundwater 14C dating models. Radiocarbone 28. n°3 : 1041-1054. MUZZOLINI A. (1982) : Les climats sahariens durant l’holocène et la fin du pléistocène. NAZOUMOU Y. (1996) : Modélisation de la recharge artificielle des nappes de la plaine de Kairouan. DEA. ENIT. Tunis, Tunisie. 107p. NAZOUMOU Y. (2002) : Impact des barrages sur la recharge des nappes en zone aride : Etude par modélisation numérique sur le cas de Kairouan (Tunisie centrale). Thèse de doctorat. ENIT. Tunis, Tunisie. 221p. NEULAD H. (1988) : Foodstuff production target in arid zones : issues and prospects from the Arabian peninsula, IWRA / AIRE, 6ème congrès OTTAWA, mai-juin, vol.III, p. 115. OSS (2002) : Système Aquifère du Sahara Septentrional : De la concertation à la gestion commune d’un bassin aquifère transfrontière. Projet SASS. Rapport interne. Tunis, Tunisie. 58p. OSS (2003a) : Système Aquifère du Sahara Septentrional. Volume 2 : Hydrogéologie. Projet SASS. Rapport interne. Coupes. Planches. Annexes. Tunis, Tunisie. 275p. OSS (2003b) : Système Aquifère du Sahara Septentrional. Volume 4 : Modèle Mathématique. Projet SASS ; Rapport interne. Annexes. Tunis, Tunisie. 229p. OUAJA M. (2003) : Etude sédimentologique et paléobotanique du Jurassique moyen – Crétacé inférieur du bassin de Tataouine (Sud-Est de la Tunisie). PhD, Univ. CLAUDE BERNARD ;Lyon 1 ; 164p. PACHUR H.J. (1975) : Zur spatpleistozanen und holozanen Formung auf der Nordabdachung des Tibestigebirges. Die Erde, n° 106, p. 21-46. PACHUR H.J. & KRÖPELIN S. (1987) : Wadi Howar : Paleoclimatic evidence from an Extinct River System in the southern Sahara. Science 237, 298-300, Washington. PALLAS P. & BUFILA T. (1978) : Tawurgha spring. The socialist people’s Libyan Arab Jamahiriya (S.P.L.A.J.). Secretariat of dams and water resources. Tripoli, Libye. PALLAS P. (1978a) : Groundwater flow toward Tawargha in the Mesozoic sandstones aquifer. S.P.L.A.J., General Water Authority. Tripoli, Libya, 5p. 1 map. PALLAS P. (1978b) : Water resources of the socialist people’s Libyan Arab Jamahiriya. Secretariat of dams and water resources. S.P.L.A.J., General Water Authority. Tripoli, Libya, 55p. PALLAS P. (1980) : Water Resources of the Socialist People's Libyan Arab Jamhiriya. Report, General Water Authority, Tripoli, Libya. pp539-594. PEYBERNES B., ALMERAS Y,.BEN YOUSSEF M., MELLO J., REY J., et ZARGOUNI F. (1985) : Nouveaux éléments de datation dans le Jurassique du Sud-tunisien (plate-ffforme saharienne). C.R. Acad. Sci. Paris, t. 300, p 113-118. PIZZI G. & SARTORI L. (1984) : Interconnected groundwater systems simulation (IGROSS) – Description of the system and a case history application. J. Hydrol., 75: 255-285. POSTEL S. (1984) : « Water rethinking management in an age of scarcity », Worldwatch paper, 62, p.21 ROGNON P. (1967) : Le massif de l’Atakor et ses bordures (Sahara central). Etude géomorphologique. Thèse Univ. Paris, centre de recherche sur les zones arides. Série n°9. 560p. ANRH, Géo. 367/1. Alger, Algérie.

259

ROGNON P. (1976) : Essai d’interprétation des variations climatiques au Sahara depuis 40000 ans. Revue de géographie physique et de géologie dynamique. (2) Vol. XVIII , Fasc. 2.3, pp. 251-282 Paris. ROGNON P. (1987a) : Variations de l’aridité au Sahara depuis 125000 ans B.P. en relation avec les « contraintes » orbitales et glaciaires. Bull. Soc. Géol. France, 1989, (8), t.V, n°1, pp13-20. ROGNON P. (1987b) : Late Quaternary climate reconstruction for the Maghreb (North Africa). Paleogeography, paleoclimatology, Paleoecology 58, 11-34. ROGNON P. & COUDE-GAUSSEN G. (1996) : Paleoclimates of Northwest Africa (28°-35°N) about 18000 yr B.P. Based on Continental Eolian Deposits. Quaternary Research 46, 118-126. 1996. Article N°0052. RUSHTON K.R. (1988) : Numerical and conceptual models for recharge estimation in arid and semi-arid zones. In : Estimation of natural groundwater recharge. Simmers I. (ed), NATO ISI Series C, Vol. 122. Reidel publ., Dordrecht, 493-504. SAHARA (2003) : Géographie du Sahara. http://membres .lycos.fr/fgeo2.htm ? SALEM O., VISSER J. H., DRAY M., GONFIANTINI R. (1980) : Groundwater flow patterns in the western Libyan Arab Jamahiriya evaluated from isotopic data. Arid zone hydrology : Investigations with isotope techniques. IAEA, Vienne, 165-180. SALEM O. & EL BARUNI S. (1990) : Hydrogeology of the Kikla aquifer in NW Libya. International conference on groundwater in large sedimentary basins. Perth, Australia. pp.438-447. SALEM O., AIRAULTS S., DRAY M., JUSSERAND C. (1996) : New isotopic characterization of deep groundwater flow in the Tuniso-Libyan confines. General Water Authority. Tripoli, Libye. 14p. SALEM O (1998) : Review of the chemical and isotopic data from regional aquifer systems of western Libya. Presented to the workshop on evaluation of natural recharge and water quality in large groundwater basins in arid and semi-arid zones. ACSAD – DAMASCUS. 7p. SCET (1972) : Mise en valeur des palmeraies de la région de Tolga. Etude d’exploitation des ressources en eau souterraine. ANRH, Alger, Algérie. SCHOUTE H.R. (1976) : Ground water resources in the Kufra basin. Libyan Arab Republic. UNESCO, Rep. n° FRN/Sc/HYD/76/144-77 p./ Paris. SELTZER P. (1946) : Le climat de l’Algérie. Travaux de l’Institut de Meteorology et de Physique du Globe de l’Algérie. Alger. SERVANT M. (1974) : Séquences continentales et variations climatiques. Evolution du bassin du Tchad au Cénozoïque supérieur. Thèse Doc. Etat, ORSTOM, Paris, 368p. SIMMERS I. (1997) : Groundwater recharge principles, problems and development. In : Recharge of phreatic aquifers in (semi) arid areas. Simmers I. (ed), Balkema A.A/Rotterdam publ., 1-18. SMITH O. B. et KOALA S. (1999) : La désertification : Mythes et réalités. Assemblée générale annuelle de l'Association canadienne des rédacteurs scientifiques ; 27-29 mai 1999. SOGREAH (1970) : Etude hydrogéologique des nappes aquifères de l’Erg Occidental et du piémont de l’Atlas. Grenoble. ANRH, Alger, Algérie. SONNTAG C. (1985) : Ein Zeitabhängiges Modell der Paläowässer in der Ostsahara aufgrund von Isotoperndaten. Unpublished Theises, TU Berlin, 91p. SONNTAG C., KLITZSCH E., EL SHAZLY, E.M., KALINKE C., MÜNNICH K.O. (1978) : Paläoklimatische Information im Isotopengehalt 14C-datierter Grundwässer : Kontinentaleffekt in D und 18O. Geol. Resch. 67, 413-423, Stuttgart.

260

SONNTAG C., THORWEIHE U., RUDOLPH J., LÖHNERT E.P., JUNGHANS C., MUNNICH K.O., KLITZSCH E., EL SHAZLY E.M. & SWAILEM F.M. (1979) : Isotopic Identification of Saharan Groundwaters, Groundwater Formation in the past.-Bericht d. Zentralinst. f. Isotopen- u. Strahlenforschung, Akad. d. Wiss. D. Deutschen Demokratischen 30, 239-248, Leipzig. SONNTAG, C., THOMA, G., MUNNICH, K.O., DINCER, T., and KLITZECH, E. (1980) : Environmental isotopes in North African groundwaters ; and the Oahna sand-dune study, Saudi Arabia. IAEA, Arid Zone Hydrology, Investigations with Isotope Techniques, (1978) Vienne, IAEA-AC-158/6, 77-84. SRDOČ D., SLIEPCEVIC A., OBELIC B., HORVATINCIC N., MOSER H., STICHLER W. (1980) : Isotope investigations as a tool for regional hydrogeological studies in the Libyan Arab Jamahiriya. Arid zone hydrology : Investigations with isotope techniques. IAEA, Vienne, 153-164. SRIVASTAVA M.L. (1981): Report on regional hydrogeological study in Ghadames - Derj – Sinawen area; Tripoli. 155 p. 18 pl. HT ; ref. : AW-GA-682. STEPHENSEN G.R. & ZUZEL J.F. (1981): Groundwater recharge characteristics in a semi-arid environment of southwest Idaho, J. Hydrol., 53, 213-227. STONE W.G. & McGURK B.E. (1985): Groundwatr recharge of the southern high plains, east-central New Mexico. New Mexico Geol. Soc. Guidebook. 36th Field Conference. Santa Rosa. SUKHIJA B.S., REDDY D.V., NAGABHUSHANAM, P. et CHAND R. (1988): Validity of environmental chloride method for recharge evaluation of coastal aquifer, India. J. Hydrol., 99, 349-366. TEISSIER J.L. (1970) : Note sur l’alimentation éventuelle de la nappe du Continental intercalaire à partir du plateau du Dahar en Tunisie (Région de Béni Kaddèche, Cheninni, Douirat, Dehibat). DGRE, Tunis, Tunisie. 3p. 2 fig. THORWEIHE U. & HEINL M. (1996) : Groundwater resources of the Nubian aquifer system. Sahara and Sahel Observatory. Tunis, Tunisie. 82p. TLIG S. (1978) : Les conditions de dépôt du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur du Sud tunisien, Etude sédimentologique et géochimique. – Thèse 3ème cycle, Université de Paris Sud (Centre d’Orsay), 144 p. ULLMAN W. J. (1985) : Evaporation rate from a salt pan : Estimate from chemical profiles in near-surface groundwater. J. Hydrol, Vol. 79 : 365-373. UNESCO (1972) : Etude des ressources en eau du Sahara Septentrional, Rapport sur les résultats du Projet REG-100, UNESCO, Paris (1972). USGS (1984) : « National water summary », USGS, Water-supply paper, 2275, Washington, 1985. VAN DER HAMMEN T., WlJMSTRA T.A. et ZAGWIJN W.H. (1971) : The floral record of the late Cenozoic of Europe. in « The Late Cenozoïc glacial age », Turekian edit., p. 391-424. WENGLER L. & VERNET J.L. (1992) : Vegetation, sedimentary deposits and climates during the late Pleistocene and Holocene in eastern Marocco. Paleogeography, paleoclimatology, Paleoecology 94, 141-167. WIKIPEDIA (2004) : Site internet : http://fr.wikipedia.org/wiki/Holoc%E8ne WILLIAMS G.E. (1970) : Piedmont sedimentation and late Quaternary chronology in the Biskra region of the Northern Sahara. Z. Géom., suppl. 10, p. 40-63. WRIGHT E. P., BENFIELD A. C. EDMUNDS W. M. and KITCHEN R. (1982) : Hydrogeology of the Kufra and Sirte basins, eastern Libya. Q. I. Eng. Geol., 15,83-103.

261

YAHYAOUI H. (1996) : Etude hydrogéologique des aquifères du piémont oriental et du flanc occidental de Dahar. Thèse de spécialité en géologie, hydrogéologie. Faculté des Sciences de Tunis. 166p. ZINSOU D. (1997) : Impact de l’épandage des eaux de crue de l’oued Fekka sur la recharge de la nappe de Sidi Bouzid. DEA. ENIT. Tunis, Tunisie. 110p. Annexes. ZOUARI K. (1988) : Géochimie et sédimentologie des dépôts continentaux d'origine aquatique du Quaternaire Supérieur du Sud tunisien : Interprétations paléohydrologiques et paléoclimatiques. Thèse-es-Sciences. Univ. Paris-Sud. Orsay, 256 pp. ZOUARI K., ARANIOSSY J.F., MAMOU A., FONTES J.C. (1985) : Etude isotopique et géochimique des mouvements et de l’évolution des solutions de la zone aérée des sols sous climat semi-aride (Sud tunisien). Programme de Recherches coordonnées IAEA-GSF sur l’étude de la zone non saturée. IAEA, Vienne. ZOUARI K. & MAMOU A. (1992) : Les systèmes aquifères du Sud tunisien : Caractéristiques hydrochimiques et isotopiques des conditions de recharge et optimisation de la gestion. Actes du Congrès International sur l'Hydrogéologie. Marrakech, Maroc, 41-44, 1992.