IBTS-77-RP-1000
CLIMAT DU BASSIN DE FOUSSANA
Globalement, le climat de la Tunisie est caractérisé par une grande variabilité météorologique en allant du Nord vers le Sud. C’est un climat aride à semi-aride soumis aux influences méditerranéennes au Nord et sahariennes au Sud.
Cette grande différence est due en premier lieu à l’effet de la dorsale tunisienne qui sépare ces deux zones (Mamou, 1993) ; et en deuxième lieu aux variations nettes de la continentalité du climat qui va croissante avec l’atitude et l’éloignement de la mer. S’ajoutent d’autres variations locales dépendant de la forme de vallées, de l’exposition des versants et du couvert végétal.
Les précipitations sont très variables d’une région à l’autre. Dans le Nord, région la plus fertile, les pluies sont suffisamment abondantes la plupart des années. Elles varient entre 400 et 1000 mm par an. Le sud tunisien, qui représente 60 % de la superficie du pays, est une région désertique où les précipitations annuelles n’atteignent pas 200 mm. Quant aux régions centrales, et plus précisément la région de Foussana le niveau des pluies fluctue entre 200 et 400 mm par an.
Recharge des nappes souterraines en zone aride
Dans un sens général, la recharge peut être définie comme le flux de percolation d’eau qui parvient à la nappe constituant ainsi un apport additionnel à sa réserve (Simmers, 1988). Une nette distinction doit cependant être faite entre le volume potentiel d’eau disponible dans le sol et la recharge effective (infiltration efficace).
La recharge des eaux souterraines peut s’opérer naturellement (recharge naturelle) à partir des précipitations, des rivières (pérennes ou intermittentes), des canaux ou des lacs. Elle peut également survenir artificiellement (recharge artificielle) par intervention directe de l’Homme ou comme un phénomène induit par certaines de ses activités (irrigation, réseau d’adduction d’eau potable …etc.).
Les principaux mécanismes de recharge naturelle des nappes en zone aride peuvent être classés en trois catégories (Simmers, 1997) .
La recharge directe par percolation verticale des précipitations efficaces à travers la zone non saturée. La recharge localisée, forme intermédiaire de la recharge, résultant d’une accumulation de l’eau à surface en absence d’un chenal bien défini.
La recharge indirecte par percolation dans le lit des cours d’eau généralement intermittents ou oueds.
Recharge artificielle en zone aride
Au sens large du terme, la recharge artificielle est définie comme le procédé qui consiste à introduire de l’eau dans une formation perméable en vue de sa réutilisation dans des conditions de régime et de qualité différentes (Bize et al., 1972). Il s’agit donc d’un stockage plus ou moins temporaire des eaux de surface dans un réservoir souterrain. Les objectifs peuvent être divers (Kruseman, 1998 ; Bize et al., 1972) :
Maintien ou augmentation de la recharge naturelle de l’aquifère dans le cadre d’un maintien du niveau piézométrique pour pallier les problèmes de la baisse de productivité des forages, d’intrusions de biseaux salés ou d’inversion des échanges entre les niveaux aquifères ;
Modification de la qualité des eaux (lutte contre la pollution, mélange d’eaux de qualités différentes, traitement de l’eau par géo épuration) ;
Stockage souterrain saisonnier ou pluriannuel des eaux de surface locales ou importées ;
Par rapport aux retenues de surface, le stockage souterrain présente les avantages suivants : Coûts réduits liés à la disponibilité naturelle des réservoirs ; Faibles pertes par évapotranspiration ; Amélioration de la qualité de l’eau infiltrée à travers les alluvions ; Disponibilité des surfaces habituellement occupées par les lacs des retenues ; Le stockage souterrain présente néanmoins les inconvénients de maintenir des coûts de pompage importants et certaines opérations de recharge artificielle comme l’injection sont souvent complexes.
Les techniques de recharge artificielle utilisées en zone aride peuvent être groupées en deux grandes catégories (Rushton et al, 1989 ; Bize, 1985 ; Kruseman, 1997) :
Les épandages contrôlés qui consistent à augmenter la quantité d’eau infiltrée par accroissement de la surface ou du temps d’infiltration. Ils comprennent les bassins d’infiltration, les lâchers dans le lit naturel ou aménagé (en diguettes ou en bassins) de l’oued et les épandages sur des périmètres irrigués ; Les injections directes dans les puits, les forages ou les tranchées de recharge.
Les techniques de recharge artificielle par les lâchers dans le lit de l’oued sont les plus utilisées en raison de leurs efficacités techniques et économiques et de la disponibilité saisonnière de l’eau. Elles nécessitent un barrage réservoir en amont pour la régulation des écoulements de l’oued et éventuellement un aménagement du lit de l’oued. L’efficacité de la recharge par les lâchers de barrages dépend de la quantité d’eau mobilisable, sa qualité (matières en suspension et composition chimique), de la capacité de stockage et des caractéristiques de l’aquifère.
Caractéristiques hydrogéologiques du système aquifère PlioQuaternaire et Miocène
Sur le bassin versant on observe un petit affleurement de Pliocène au pied du Jebel Chambi (Sidi M’barek Kechrid). Cette formation est constituée essentiellement de marnes grises parfois gypseuses, de sable, de cailloutis en surface. Sur cet affleurement, nous retrouvons un banc de calcaire blanchâtre, légèrement karstifié.
Le quaternaire, par contre, couvre toute la cuvette. Sa constitution varie selon les régions. En bordure, nous retrouvons les éboulis de pente formés de gros éléments de calcaire sub- arrondis, parfois bien cimentés par de l’argile rouge. Ces dépôts laissent la place au centre de la cuvette de l’Oued Hatab à des dépôts plus fins constitués de sol sableux ou argilo-sableux avec une certaine proportion de limon.
Le quaternaire est extrêmement épais surtout au centre de la cuvette. Les alluvions, anciennes et récentes, couvrent la partie médiane de la plaine de l’amont à l’aval et des deux cotés de l’Oued el Hatab. Elles sont caractérisées par la présence fréquente de lits de sables et de graviers en alternance avec de minces couches d’argiles sableuses.
La nature des grès miocènes varie d’une région à l’autre selon que l’on est dans les zones élevées ou dans des fosses. Ces grès affleurent en grande partie au Nord de la cuvette de Foussana et couvrent tout le Bled Zelfène pour arriver jusqu’à Sbiba, limite nord approximative de l’Ile de Kasserine.
Ces grès sont de nature plus fine et plus hétérogène que les grès de surface et les alternances argilo –marneuses plus fréquentes ont tendance à diminuer la transmissivité de cet aquifère en charge. Cette formation s’effondre brusquement au Nord de la fosse de Foussana jusqu’à une profondeur maximale de 500m (forage 5426 /4). Ces effondrements plus ou moins accentués ont pour origine les grandes failles qui ont rejoué au cours du Quaternaire (Rahoui.1977). Les coupes que nous avons pu établir à partir des données de forages et des sondages électriques permettent d’appréhender la géométrie de ce système aquifère très morcelé.
Mécanismes de la minéralisation des eaux
Le chimisme des eaux souterraines est caractérisé par la présence de certains ions plus abondants (ou plus facilement mis en solution) que d’autres. L’abondance de ces éléments résulte d’une origine qui peut être soit naturelle soit anthropique. Elle est ensuite contrôlée par des processus physiques ou chimiques. Parmi ces processus on peut citer ceux liés à l’interaction avec l’encaissant, dépendant de la nature de cet encaissant, du temps du transit des eaux au sein de la formation aquifère et des processus chimiques contrôlant la mise en solution ou la précipitation. Les influences anthropiques comme le retour des eaux d’irrigation dans les régions à forte activité agricole peuvent également contribuer significativement à la minéralisation des eaux souterraines. La détermination des mécanismes de la minéralisation des eaux souterraines nécessite de déterminer l’origine de chaque élément chimique, d’examiner son évolution spatiotemporelle et son comportement par rapport aux autres éléments, dans la nappe. La salinité des eaux souterraines est régie par la composition initiale de ces eaux, les processus qui interviennent à l’entrée du système hydrologique et la mise en solution des sels au cours du transit de la solution au contact des roches dans l’aquifère. La composition issue de ces mécanismes peut être modifiée par des mélanges d’eaux d’origines différentes (phénomène de drainance entre 2 aquifères, retour d’eau d’irrigation depuis la surface …), par l’évaporation, ou par des processus biologiques parfois sélectifs vis-à-vis de certains éléments.
Le constituant fondamental initial présent dans l’eau de pluie est l’acide carbonique (H2CO3). Celui-ci provient de la mise en solution du gaz carbonique (CO2) de l’atmosphère. L’acide sulfurique (H2SO4) et l’acide nitrique (HNO3) peuvent aussi être dissous dans l’eau de pluie, notamment dans les régions industrielles. Ces acides sont les principaux agents de l’altération des carbonates et des silicates.
L’acidité des eaux augmente généralement dans le sol par mise en solution du CO2 issu de la dégradation de la matière organique.
Avant de s’infiltrer dans le sol, l’eau de pluie peut aussi dissoudre des aérosols tels que le chlorure de sodium (NaCl). Enfin, si l’aquifère renferme des roches évaporitiques (gypse, halite,…), celles-ci, de par leur solubilité élevée, peuvent fournir des quantités appréciables de sels dissous.
L’analyse des données chimiques à l’aide des diagrammes de Piper et Schoeller a permis de donner une première idée sur les mécanismes d’acquisition de la minéralisation des eaux souterraines de la nappe de Foussana. Pour les confirmer, il est maintenant nécessaire d’examiner de manière plus détaillée l’évolution des paramètres de l’analyse chimique les uns
par rapport aux autres, en relation avec le fonctionnement du système hydrogéologique. Les états de saturation vis-à-vis des principaux minéraux constituent un élément de contrôle majeur de la concentration des ions en solutions. Nous avons donc préalablement déterminé, à l’aide du logiciel Diagramme, les indices de saturation vis-à-vis des principaux minéraux carbonatés et évaporitiques.
L’oxygène-18 et le deutérium dans les eaux du bassin de Foussana
L’oxygène-18 et le deutérium, isotopes stables de la molécule d’eau, sont régulièrement utilisés comme des traceurs environnementaux pour l’étude des eaux souterraines. La variation des teneurs en 18O et en 2H dans les eaux est liée essentiellement aux phénomènes de condensation, d’évaporation et aux réactions d’échanges isotopiques (eau/gaz essentiellement et éventuellement eau/encaissant si les températures sont élevées. La variation de la composition isotopique des eaux souterraines est un indicateur très utile pour la détermination de l’origine et la nature de la ressource (Faure, 1986). Ces isotopes peuvent également nous informer sur les processus du mélange des eaux de différentes origines (Sacks and Tihansky, 1996).
La contrainte principale rencontrée lors du traçage des eaux souterraines par les isotopes stables de la molécule d’eau correspond à l’absence d’un suivi des teneurs isotopiques des eaux de précipitation locale. Ces teneurs sont indispensables pour comprendre la relation entre les eaux souterraines et les eaux des précipitations qui constituent la fonction »Entrée » au système aquifère. Dans ce cas, il est plus utile d’utiliser les données isotopiques des précipitations du secteur le plus proche à la zone d’étude. Au cours de la présente étude on a utilisé les données isotopiques de la station GNIP la plus proche de notre zone d’étude, à savoir celles de la station de Sfax appartenant au réseau (GNIP: 6075000) de l’AIEA et la plus proche de la zone d’étude (250 Km).
Les eaux du système aquifère de Foussana présentent des teneurs isotopiques très variables dans l’espace avec des endroits où les eaux sont enrichies en isotopes lourds. Ainsi, les valeurs de deutérium obtenues sont comprises entre -56,18 ‰ et 30,44‰ vs SMOW. Les teneurs de ces eaux en oxygène-18 varient de -8,83‰ à 8,55 ‰ vs SMOW. Cette grande variation dans lacomposition isotopique témoigne de la complexité des mécanismes associés à la recharge des eaux souterraines dans la région.
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Table des matières
INTRODUCTION
Partie 1 : Généralités
Chapitre 1 : Présentation de la zone d’étude
1. CADRE GEOGRAPHIQUE
1.1. Cadre physique du bassin versant du Foussana
1.1.1. Cadre géomorphologique
1.2. Cadre pédologique
1.3. Cadre lithologique
2. CLIMAT DU BASSIN DE FOUSSANA
2.1. Réseau de mesure
2.2. Pluviométrie
2.2.1. Précipitations annuelles
2.2.2. Evolution saisonnière de la pluviométrie
2.2.3. Evolution spatiale des précipitations dans le bassin de Foussana
2.3. Température
2.4. Humidité de l’air
2.5. Evaporation et Evapotranspiration
2.5.1. Evaporation potentielle
2.6. Recharge des nappes souterraines en zone aride
2.7. Recharge artificielle en zone aride
2.8. Bilan hydrique
3. RESEAU HYDROGRAPHIQUE DU BASSIN DE FOUSSANA
3.1. Bassin versant de l’Oued Zéroud
3.2. Branche Sud
3.2.1. Bassin versant du Foussana
3.2.2. Courbe hypsométrique
3.2.3. Hydrographie du Bassin de Foussana
3.3. Mobilisation des eaux de surface
3.3.1. Evolution des états de remplissage des barrages et les volumes lâchés
4. Conclusion
CHAPITRE 2 : CONTEXTE GEOLOGIQUE
1. introduction
2. Aperçu stratigraphique et paléogéographique
2.1. Présentation de la série stratigraphique régionale
2.1.1. Mésozoïque
2.1.2. Le Cénozoïque
2.1.3. Quaternaire
2.2. Paléogéographie du fossé et des structures avoisinantes
3. Analyse structurale du bassin de Foussana
3.1. Structure complexe de Jebel Chambi et de Jebel Semmama
3.2. Structure de la cuvette effondrée de Foussana
3.2.1. Zone centrale : Coupes géologiques (C1, C2, C3 et C4)
3.2.2. Zone Nord (Bled Zelfène ; Coupes géologiques C2, C4, C8 et C9)
3.2.3. Zone Sud : Coupes géologiques (C1, C3, C5 et C11)
3.2.4. Zone Ouest: Coupes géologiques (C5 et C6)
3.2.5. Zone Est: Coupes géologiques (C7, C10 et C11)
4. Conclusion
Partie 2 : ETUDES HYDROGEOLOGIQUE, HYDROCHIMIQUE ET ISOTOPIQUE SUR LES RESSOURCES EN EAU SOUTERRAINE DU BASSIN DE FOUSSANA
CHAPITRE 3 : ETUDE HYDROGEOLOGIQUE
1. Introduction
2. Caractéristiques hydrogéologiques du système aquifère PlioQuaternaire et Miocène
2.1. Géométrie des réservoirs : les données des coupes hydro stratigraphiques)
2.1.1. Forages de la rive gauche à la partie Nord de la cuvette : Coupe C8
2.1.2. Forages de la rive droite ou partie sud de la cuvette : Coupe C6, Coupe C7
2.1.3. Forages de la Partie centrale ou compartiment effondré : Coupes C2 et C3
2.1.4. Forages de la Partie ouest: Coupe C4, Coupe C5
2.1.5. Forages de la Partie Est : COUPE C1
2.2. Géométrie des réservoirs : les données de la géophysique
2.2.1. Interprétations des Coupes géoélectriques
2.2.2. Conclusion
2.3. Schéma général
2.4. Hydrodynamique et conditions aux limites
2.4.1. Paramètres hydrodynamiques
2.4.2. Piézométrie
2.5. Exploitation du système aquifère du Bassin de Foussana
2.6. Recharge à partir des barrages
3. Conclusion
CHAPITRE 4 : ETUDE HYDROCHIMIQUE
1. Introduction
2. Caractérisation chimique des eaux souterraines
2.1. Présentation des données
2.1.1. Travaux de terrain et de laboratoire
2.1.2. Précision des analyses
2.1.3. Paramètres physico-chimique des eaux
2.1.4. Répartition spatiale de la salinité
2.2. Faciès et parentés chimiques des eaux
2.2.1. Diagramme de Piper
2.2.2. Diagramme de Schoeller-Berkaloff
2.3. Mécanismes de la minéralisation des eaux
2.4. Calcul des indices de saturation vis-à-vis des phases minérales
2.4.1. Notion d’activité ionique
2.4.2. Notion d’indice de saturation
2.4.3. Saturation vis-à-vis des minéraux carbonatés
2.4.4. Saturation vis-à-vis des minéraux évaporitiques
2.5. Corrélations entre les éléments majeurs
2.5.1. Processus principaux de la minéralisation
2.5.2. Processus secondaires de la minéralisation
2.6. Apport des éléments en traces
2.7. Les apports anthropiques
2.8. Analyse Statistique Multivariable
2.8.1. Les nappes du Plio-Quaternaires PQ1 et PQ2
2.8.2. La nappe des grés de Miocène
3. Conclusion
CHAPITRE 5 : HYDROLOGIE ISOTOPIQUE
1. Introduction
2. Etudes des teneurs en isotopes des eaux souterraines du bassin de Foussana
2.1. Echantillonnages et analyses
2.2. L’oxygéne-18 et le deutérium dans les eaux du bassin de Foussana
2.2.1. PlioQuaternaire PQ1
2.2.2. Pliocène PQ2
2.2.3. Miocène
2.2.4. Eaux de surface
3. Origine et modes de recharge des eaux souterraines du bassin de Foussana
3.1. Utilisation du diagramme global δ 18O/ δ 2H
3.2. Effet paléoclimatique
3.3. Altitude de recharge
3.4. Corrélation entre teneurs en isotopes stables et teneurs en chlorures
4. Traçage des eaux souterraines par le tritium
4.1. Relation entre les teneurs en tritium et les teneurs en isotopes stables
4.2. Relation entre teneurs moyennes en tritium et les concentrations en chlorures
5. Traçage des eaux souterraines du bassin de Foussana par le carbone-14
5.1. Introduction
5.2. Campagnes d’échantillonnage et de mesure de carbone 19
5.3. Origine des eaux souterraines
5.4. Application des modèles de correction des âges 14C, âge des eaux
6. Conclusion
Chapitre VI : Modélisation
1. Modélisation hydrodynamique
1.1. Rappels sur la modélisation numérique hydrodynamique
1.1.1. Introduction
1.1.2. Conditions initiales
1.1.3. Conditions aux limites
2. Dans l’optique d’une Modèle conceptuel hydrogéologique du bassin de Foussana
2.1. .Fonctionnement et paramètres hydrodynamiques des aquifères du bassin de Foussana
2.1.1. Nappes du bassin de Foussana
2.2. Alimentation
2.2.1. Entrée de la nappe de Foussana
2.3. Sortie des eaux
2.3.1. Exploitation par Puits de surface et Forages
2.3.2. Emergences des sources
2.3.3. Evaluation du volume perdu par évapotranspiration
2.4. Bilan hydrogéologique global E/S
2.5. Evolution de la piézométrie des aquifères du bassin de Foussana
3. ELABORATION DU MODELE NUMERIQUE DE L’AQUIFERE DE FOUSSANA
3.1. Introduction
3.2. Méthodologie utilisée
3.3. Géométrie du modèle
4. Simulation en régime permanent
4.1. Processus de calibration et validation
4.2. Paramètres hydrodynamiques
Conclusion générale
Références bibliographiques
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