METHODOLOGIE DE DETECTION ET DE CARACTERISATION D’AQUIFERE

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Géomorphologie et végétation

Géomorphologie

Entre les hautes terres et les basses terres périphériques du Sud-Ouest, se fait une transition topographique de 1000 à 500 m d’altitude. Ainsi, dès la ville d’Ambalavao Tsianimparihy, le système de pente se desserre et annonce les régions du sud malgache.
Du point de vue du relief, la zone d’Ilakaka présente une grande originalité en effet elle est encadrée par la chaine de l’Isalo à l’Est et par les plateaux de Manamana (951m d’altitude), d’Akaranda (963m d’alt) et d’Akinda (963m d’alt) ; à l’Ouest se trouvent des buttes-témoins tabulaires de « col de Tapias »traversée par la RN7.
Entre le massif de l’Isalo et ces plateaux se trouve le plateau calcaire et gréseux jurassique de Lambosy à 820 m d’altitude qui s’étend du Nord au sud d’Ankazoabo à Sakaraha avec d’autres reliefs moins importants.

Contexte hydrologique

Cycle globale de l’eau

Les eaux sont en constante circulation sur la terre et subissent des changements d’état. Un concept englobe les phénomènes du mouvement et du renouvellement des eaux sur la terre, c’est le cycle hydrologique, qui est un cycle qui n’a ni commencement ni fin.

L’eau s’évapore de toutes les étendues d’eau, depuis la simple flaque jusqu’aux océans, mais aussi par la transpiration de la végétation : on parle alors d’évapotranspiration. Lorsque la vapeur d’eau dans l’atmosphère devient suffisamment grande, la vapeur se condense sur des particules en suspension dans l’air pour former les nuages. Les nuages précipitent éventuellement sous forme de pluie, de neige ou de grêle. L’eau libérée retourne au sol ou elle est absorbée par la végétation ou ruisselle vers les rivières et les fleuves si elle n’est pas absorbée par le sol. L’eau peut également s’infiltrer vers les couches les plus profondes pour alimenter la nappe phréatique et le système des fleuves et des rivières.

Ainsi l’étude du contexte climatique de la zone a étudié nous permet de connaitre la possibilité de recharge ou non de la nappe.

Réseaux hydrographique

On sait que la formation du sol, du relief, les facteurs climatiques et végétation détermine les réseaux hydrographiques d’une région. Etant encadrer par trois grands fleuves du Sud-Ouest, au Nord le Mangoky, un fleuve allogène et le plus long de Madagascar, le Fiherenana, un fleuve endoréique qui prend sa source au pied du massif gréseux de l’Isalo et qui affluents Ivolo, Andranolava, Andranomena, Maninday et Manomboay, et au Sud par l’Onilahy alimenté par la rivière Taheza qui prend sa source à Zombitse. La zone d’étude est semi-désertique car elle a un faible réseau hydrologique et connait donc la sécheresse. La rivière d’Ilakaka, juste au seuil de la commune elle-même, est la seule qui traverse la zone d’Ilakaka. Ce cours d’eau a des lits recouverts d’épais bancs de sables mobiles qui favorisent l’infiltration d’eau.

Bilan hydrologique

Le bilan permet d’évaluer les apports et les sorties en eau sur une période déterminée. L’évaluation du bilan d’eau est nécessaire aux paramètres physiques du milieu, tels que les éléments climatologiques, pédologiques, qui interviennent dans le cycle de l’eau. Le calcul de ce bilan est nécessaire pour la connaissance du milieu géographique, pour mieux définir les besoins globaux et chiffrés et essentiellement pour l’évaluation du volume des ressources en eau souterraine (infiltration) et de surface (ruissellement).
Le phénomène cycle continu du cycle de l’eau peut être schématisé en trois phases :
– Les précipitations
– Le ruissellement de surface et l’écoulement souterrain
– L’évapotranspiration
Dans chacune de ces phases, on retrouve respectivement un transport d’eau, un emmagasinement temporaire et parfois un changement d’état. L’estimation des quantités d’eau passant par chacune des étapes du cycle hydrologique peut se faire à l’aide d’une équation appelée « hydrologique » qui est le bilan des quantités d’eau entrant et sortant d’un système défini dans l’espace et le temps.

En hydrologie une grandeur est très importante, c’est l’évapotranspiration qui est la quantité d’eau transférée vers l’atmosphère, par évaporation au niveau du sol et par la transpiration des plantes. C’est un concept qui est apparu dans les années 1950 ; et ses mesures sont importantes pour expliquer et quantifier les transferts d’eau dans les écosystèmes.
On distingue deux types d’évapotranspiration :
– L’évaporation potentielle (ETP) qui représente le pouvoir évaporant de l’atmosphère. Elle peut être estime à l’aide de diverses formules empiriques qui sont basées sur des mesures climatologiques (température, ensoleillement, vitesse du vent…).
– L’évapotranspiration réelle (ETR) qui est la quantité d’eau réellement dissipée dans l’atmosphère sous forme de vapeur. Elle est fonction de l’ETP et de la quantité d’eau disponible dans le sol.
L’équation du bilan hydrique se fonde sur l’équation de continuité et peut s’exprimer comme suit : P = ETR + Inf + R + ΔRFU où :
• P : précipitation
• Peff : précipitation efficace
• Inf : infiltration
• R : ruissellement de surface
• RFU : réserve facilement utilisable et ΔRFU est la variation de la RFU
• ETR : évapotranspiration réelle

METHODOLOGIE DE DETECTION ET DE CARACTERISATION D’AQUIFERE

Notion d’hydrogéologie

Définition de l’hydrogéologie

L’hydrogéologie est une science d’eau douce en général, qu’elle soit superficielle ou souterraine. Il s’occupe de la distribution et de la circulation de l’eau souterraine dans le sol et les roches, en tenant compte de leur interaction avec les conditions géologiques et l’eau de surface.

Suivant leurs variations lithologiques, texturales et structurales par rapport à l’eau, les formations géologiques peuvent classifiées en trois types :

– Aquiclude : c’est une formation confinée, imperméable comme les roches cristallines non fracturées, les argiles et les schistes.

– Aquitard : c’est une formation ayant une perméabilité insuffisante (semi-perméable) pour s’approvisionner en eau, mais elle permet de faire l’échange d’eau souterraine.

– Aquifère : c’est une formation géologique poreuse saturée en eau et qui a une bonne conductivité hydraulique pour alimenter en eau les sources et les puits.

Dynamique des écoulements souterrains

Principe des écoulements souterrain : la charge hydraulique

L’infiltration des eaux de pluie vers le réservoir et l’écoulement de l’eau souterraine dans le réservoir vers la zone de décharge sont gouvernés par les lois physiques qui décrivent les changements d’énergie de l’eau souterraine, parmi les énergies physiques classiques, l’énergie cinétique, elle est donnée par la relation : E = 12 m. v2

E : énergie cinétique (kg.m2/s2), v : vitesse (m/s) et m : masse (kg)

Une masse de fluide a aussi une autre source d’énergie, l’énergie potentielle due à la pression agissant sur elle. La pression est définie comme la force agissant sur un corps par unité de surface.

FP = A

P : est la pression en N/m2 et A une section de la surface perpendiculaire à la direction de force (m2).

Ces deux énergies forment l’énergie mécanique de l’eau. Mais avec la force gravitationnelle, l’énergie totale d’une unité de volume de fluide est alors la somme de trois composants (énergie cinétique, gravitationnelle et la pression de fluide).
En divisant par ρ on a :Et = 12 ρ. v2 + ρgz + P v2P Et =+ gz + 2ρ

Cette équation est connue sous le nom d’ « équation de Bernoulli », où Et est l’énergie totale par unité de volume.

La somme de tous les trois facteurs est l’énergie mécanique totale par unité de poids, connue comme la charge hydraulique, h qui est souvent mesurée sur terrain ou dans des laboratoires en une unité de longueur. On peut ignorer l’énergie cinétique, car la vitesse d’écoulement est faible. Donc, l’équation de charge hydraulique totale devient alors : P h = z + ρg

Notion de porosité

Comme le mouvement de l’eau s’effectue à travers les vides ou les fractures des roches, c’est-à-dire les pores, donc ils sont importants à l’étude hydrogéologique. La perméabilité d’une formation qui est la capacité d’une roche et du sol à accumuler et de restitué de l’eau dépend donc de cette porosité.

Par définition, c’est le pourcentage de vides dans les roches et dans les sols qui peuvent être occupés par l’eau ou des fluides.

Aquifère et nappe d’eau

Définition

Selon la définition de Margat et de Castany, un aquifère est un corps (couche, massive) de roches perméables comportant une zone saturée suffisamment conductrice d’eau souterraine pour permettre l’écoulement significatif d’une nappe souterraine et le captage de quantité d’eau appréciable. L’aquifère est homogène quand il a une perméabilité d’interstices (sables, graviers) : la vitesse d’infiltration y est lente, il est hétérogène avec une perméabilité de fissure (granite, calcaire karstique) : la vitesse d’infiltration est plus rapide.
Une nappe est l’ensemble des eaux comprises dans la zone saturée d’un aquifère, dont toutes les parties sont en liaison hydraulique (Margat et Castany).

Les différents types d’aquifère :

Certaines formations géologiques sont suffisamment poreuses ou fissurées pour contenir de l’eau. On parle alors de formation aquifère. Selon la nature géologique des terrains, on peut distinguer différents types d’aquifère :
– Aquifères libres en domaine sédimentaire : Ces systèmes sont caractéristiques des bassins sédimentaires, il s’agit des roches sédimentaires poreuses ou fracturées (sables, grès, calcaires, craie). Ces aquifères peuvent être libre ou captifs selon qu’ils sont ou non recouvert par une couche imperméable.
– Les nappes alluviales : contenues dans les grands épandages de sables, graviers et galets des fleuves et des rivières, la nappe alluviale est le lieu privilégié des échanges avec les cours d’eau et les zones humides.
– Les aquifère en domaine de socle : ils correspondent aux roches cristallines ou cristallophylliennes.
– Les aquifères karstiques: ils se rencontrent dans les formations calcaires.
– Les aquifères des dépôts glaciaires.

Fluctuation piézométrique d’une nappe

La piézométrie est la mesure de la profondeur de la surface de la nappe d’eau souterraine. Elle est exprimée soit par rapport au sol en m, soit par rapport à l’altitude zéro du niveau de la mer.
A l’intérieur des nappes se déroulent de grands phénomènes naturels de fluctuation et d’écoulement. L’eau d’infiltration des pluies efficaces, au sommet de la nappe remplit les pores et relève le niveau de la nappe sur une hauteur de un à quelque dizaine de mètres, selon les roches et l’importance de la recharge.
Sous l’effet de la pesanteur, l’eau souterraine s’écoule comme l’eau de surface, mais le freinage produit par le frottement dans les pores de la roche fait durer le phénomène. Pendant ce temps, l’écoulement vide le réservoir et abaisse le niveau de la nappe, c’est l’origine de la fluctuation du niveau de la nappe, et le niveau remontera aux prochaines pluies efficaces.

L’analyse des fluctuations des niveaux de la surface de la nappe ou fluctuation des niveaux piézométriques permet de déterminer les cycles de recharge et de vidange de la nappe, hautes eaux et basses eaux à des échelles de temps annuelles ou pluriannuelles.
Les variations piézométriques d’une nappe résultent donc de :
– la recharge qui est commandée principalement par la pluie. Elle est décalée de la saison d’été, car la vitesse de percolation est lente, et varie en fonction de la nature et de l’épaisseur de la zone non saturée da l’aquifère.
– la décharge (drainage) qui est commandée par les conditions de parcours jusqu’à l’exutoire et de la demande en eau des habitants.
A plus grande échelle, les nappes se communiquent entre elles et forment des systèmes aquifères et la combinaison naturels de plusieurs nappes contenues dans des terrains de propriétés diverses, va jouer un rôle modérateur et régulateur des écoulements souterrains.

Les types d’aquifère susceptible d’être rencontré sur la zone d’étude

Les aquifères sont limitées à leurs parties supérieur par un toit et à la base par un substratum. Dans cette zone, ils sont constitués généralement de grès et d’argilite et sont recouverte d’argile ou de sable argileux épais d’environ cinq à dix mètre. Selon la perméabilité de ses toits et de ses substratums, trois types d’aquifères sont susceptible d’être rencontré sur notre zone d’étude :
– Aquifère à nappe libre
– Aquifère à nappe semi-captive
– Aquifère à nappe captive

Aquifère à nappe libre

Il s’agit de roches poreuse (sable, craie, calcaire) déposées en vastes couches. Elles peuvent contenir de 50 à 100 l d’eau par m3. Ces nappes sont dites libres parce que la surface supérieure de l’eau fluctue sans contrainte. Il n’y a pas de couvercle imperméable au toit du réservoir et la pluie efficace peut les alimenter par toute la surface.

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Table des matières

INTRODUCTION
Chapitre I. CONTEXTE GENERAL DE LA ZONE D’ETUDE
I.1 Localisation de la zone d’étude
I.2 Contexte socio-économique
I.2.1 Taux de croissance et urbanisation
I.2.2 Taux d’accès à l’eau potable
I.3 Géomorphologie et végétation
I.3.1 Géomorphologie
I.3.2 Végétation
I.4 Contexte géologique
I.5 Contexte climatique
I.5.1 Précipitation
I.5.2 Température
I.5.3 Diagramme ombrothérmique de la station de Ranohira
I.6 Contexte hydrologique
I.6.1 Cycle globale de l’eau
I.6.2 Réseaux hydrographique
I.6.3 Bilan hydrologique
Chapitre II. METHODOLOGIE DE DETECTION ET DE CARACTERISATION D’AQUIFERE
II.1 Notion d’hydrogéologie
II.1.1 Définition de l’hydrogéologie
II.1.2 Dynamique des écoulements souterrains
II.1.2.1 Principe des écoulements souterrain : la charge hydraulique
II.1.2.2 Notion de porosité
II.1.3 Aquifère et nappe d’eau
II.1.3.1 Définition
II.1.3.2 Les différents types d’aquifère :
II.1.3.3 Fluctuation piézométrique d’une nappe
II.1.4 Les types d’aquifère susceptible d’être rencontré sur la zone d’étude
II.1.4.1 Aquifère à nappe libre
II.1.4.2 Aquifère à nappe semi-captive
II.1.4.3 Aquifère à nappe captive
II.2 Apport de la télédétection à l’hydrogéologie
II.2.1 Généralité de télédétection
II.2.1.1 Définition et processus de la télédétection
II.2.1.2 Objectif de l’utilisation de la télédétection à l’étude hydrogéologique
II.2.2 Les données et outils d’interprétations
II.2.2.1 La combinaison des bandes
II.2.2.2 L’analyse des composantes principales à l’ACP
II.2.2.3 Le filtrage
II.2.3 Analyse des linéaments
II.3 Notion des paramètres physico-chimique de l’eau
II.3.1 Les paramètres physiques usuels mesurés dans l’eau
II.3.1.1 La turbidité
II.3.1.2 La température
II.3.1.3 La conductivité
II.3.2 Les paramètres chimiques usuels mesurés dans l’eau
II.3.2.1 Le pH ou potentiel hydrogène
II.3.2.2 Dureté
II.3.2.3 TDS ou total de solide dissous
II.3.2.4 Titre alcalimétrique
II.3.3 Echantillonnage et appareil de mesure des paramètres physico-chimique de l’eau
II.3.3.1 Procédure d’échantillonnage
II.3.3.2 Appareil de mesure des paramètres physico-chimique
II.4 Prospection géophysique
II.4.1 Généralités
II.4.2 La méthode panneaux électrique
II.4.2.1 Principes généraux des méthodes électriques par courant continu
II.4.2.2 Procédure d’acquisition des données du panneau électrique
II.4.2.3 Traitement des données
II.4.2.4 Les appareils utilisés
II.4.3 La méthode sismique réfraction
II.4.3.1 Principe générale de la méthode sismique
II.4.3.2 Procédure d’acquisition des données
II.4.3.3 Traitement des données
II.4.3.4 Les appareils utilisés
Chapitre III. RESULTATS ET INTERPRETATION
III.1 Résultat des études hydrogéologique
III.1.1 Estimation de la recharge par infiltration des eaux météoriques
III.1.2 Résultat de la télédétection
III.2 Résultats de la prospection géophysique
III.2.1 Emplacement des profils géophysique
III.2.2 Les résultats obtenues
III.2.2.1 Résultat de PE1
III.2.2.2 Résultat de PE2
III.2.2.3 Résultat de PE3
III.2.2.4 Résultat de PS1
III.2.2.5 Résultat de PS2
III.2.3 Synthèse des résultats géophysique
III.3 Qualité de l’eau de la zone d’étude
III.3.1 Résultat obtenu sur terrain
III.3.1.1 Présentation des résultats
III.3.1.2 Interprétation
III.3.2 Les résultats de l’analyse des échantillons
CONCLUSION
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES ET WEBOGRAPHIQUES