environnement et qualité des eaux du...
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Environnement et Qualité des Eaux du Sénégal
(Projet CEE TS 2 0198 F EDB)
Rapport de synthèse
Tome4
Chapitre VII
Relation eaux de surface eaux souterraines dans la vallée alluviale du fleuve Sénégal
Jean-Luc SAOS, Amadou DIAGANA, Jean-Pierre THIEBAUX
ORSTOM - Dakar, Novembre 1993
RELATIONS EAUX DE SURFACE - EAUX SOUTERRAINES DANS LA VALLEE ALLUVIALE
Jt.a vallée alluviale du Sénégal, d'une superficie de 13000 km2, s'étend depuis Bakel jusqu'à l'embouchure sur une longueur de 800 km.
De quelques centaines de mètres à Bakel, sa largeur moyenne est de 15 km mais peut atteindre 25 km (Kaédi - Podor), se resserrer à 9 km (Dagana), s'étendre sur 35 km à Ross Bethio et enfin 90 km derrière le cordon littoral.
Devant l'intérêt économique de cette partie de la vallée et avec la mise en service des barrages et l'extension des aménagements hydra-agricoles qui en résultent, il était nécessaire de mener une étude sur les eaux souterraines de cette vallée alluviale. Il est en effet primordial de suivre l'évolution qualitative et quantitative de ces eaux, afin de mieux comprendre les mécanismes des échanges, pour pouvoir mieux gérer et protéger cette ressource et son environnement.
Cette étude a été réalisé à partir de mesures et d'analyses faites dans la vallée sur tes piézomètres et puits villageois et plus particulièrement sur le réseau de piézomètres installé par I'OMVS et grâce à l'exploitation de ta banque de données de la cellule des eaux souterraines de I'OMVS à Saint-Louis.
Après l'étude des différents aquifères (leurs définitions, délimitations, structures et caractéristiques hydrauliques), nous retraçons l'évolution du niveau de base puis l'évolution de ta qualité chimique des eaux et l'évolution piézométrique avant de tenter un modèle de bilan hydrologique.
DEFINITION DELIMITATION ET CARACTERISTIQUES DES AQUIFERES
On distingue deux types de nappes d'eaux souterraines dans le bassin sédimentaire sénégalais :
les nappes "profondes" localisées dans trois ensembles aquifères principaux : - le Maastrichtien sabla-argileux - le Paléocène calcaire - I'Eocène marna-calcaire
les nappes "superficielles" ou nappes phréatiques localisées dans deux ensembles aquifères: - les sables du Continental Terminal couvrant la majeure partie du bassin
sénégalais, mais dont les caractéristiques sont très variables - les sables dunaires et les formations alluviales Quaternaire
A- LES DIFFERENTS AQUIFERES DE LA VALLEE DU SENEGAL:
L'étude géologique des différentes coupes de sondages, l'exploitation des forages et des puits villageois, les investigations par les méthodes géophysiques ont permis de distinguer les principales grandes formations aquifères, dans la vallée alluviale (entre Bakel et l'embouchure), (Fig. 1).
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Fig.1 - La vallée alluviale du fleuve Sénégal
1. L'aquifère Maastrichtien
Le Maastrichtien (fig. 2) est présent sur l'ensemble du bassin sédimentaire sénégalomauritanien, et sa lithologie correspond à du sable fin à grossier.
Dans la basse vallée du Sénégal, on le rencontre sous la forme de sables "francs", souvent à granulométrie grossière mais présentant fréquemment un caractère plus ou moins argileux au sommet.
Très proche de la surface au droit du fleuve entre Guidakhar et Ker Meur (- 20 m dans la zone 6), le toit du Maastrichtien diminue progressivement vers le Sud où il est atteint à - 40 m à Binguel Déné (Sud de Dagana) et à- 50 m à la jonction lac de Guiers - Canal de la Taouè (GA 192). Il s'enfonce également de part et d'autre du bombement anticlinal (- 80 m au Sud de Ndiesba) et s'effondre complètement à l'Ouest de celui-ci. D'ailleurs trois sondages effectués au niveau de Richard-Tell et de Rosso permettent de mesurer l'ampleur du phénomène :
- à la sortie Est de Richard-Toll, le toit du Maastrichtien est situé à 40 m de profondeur (GA 152)
-il est à- 102 m à la sortie Ouest (AUD 11).
- il se situerait entre - 450 et - 500 m à l'Ouest d'une ligne d'accidents dont l'axe passe par Rosso, Gnit et Louga (LE PRIOL, 1984).
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Fig :2 CARTE HYDROGEOLOGIQUE DE LA NAPPE MAASTRICHTIENNE (d'apres Illy 1973)
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Dans la moyenne vallée, on observe deux dômes du Maastrichtien: un, entre Agnam-Sivol et un autre entre Kanel et Doundé-Kassem.
La base du Maastrichtien est souvent mal connue, l'ensemble de la formation n'est pas toujours entièrement traversée par les forages d'eau. Tout de même, en bordure de bassin, le substratum a été atteint à 170 et 80 m de profondeur (sondages Sémmé et Tianaff).
Le toit du Maastrichtien se situe à une profondeur variable, du NW au SE: 100 m à Pété, 10 m à Goudoudé, 50 m à Sédo-Sébé et 10 m à Kanel. Il est surmonté par les formations palée-éocènes ou parfois directement par le Quaternaire.
Les limites latérales sont celles du bassin sénégalo-mauritanien, elles correspondent à des ruptures en escaliers.
2. L'aquifère Eocène
Dans la basse vallée, la distinction entre I'Eocène et le Paléocène est très délicate. Les géologues de I'OMVS utilisent généralement, pour désigner ce faciès , le terme d'Eocène à faciès marin 1 Paléocène (EMP). On le rencontre essentiellement au niveau de la dorsale anticlinale entre Keur Madiké (rive droite) et le lac de Guiers sous la forme d'un calcaire qui présente deux faciès différents
- Au Sud, il est blanc, compact avec des gravillons latéritiques et parfois des blocs de grès lenticulaires ou interstratifiés.
- Au Nord, il est plus friable, coquillier à tendance détritique avec des niveaux de silex noirs.
Ce calcaire peut présenter des intercalations ou passées sableuses ou argile-sableuses assez importantes.
L'épaisseur et l'altitude du toit de I'Eocène sont variables. A Kavel, sa limite inférieure est à 60 m du sol tandis que la limite supérieure est à 10 m. A Pété, ces limites sont respectivement à 100 et 20 m du sol.
Cependant, on constate une continuité très nette entre le mur des calcaires et le toit des formations maastrichtiennes sous-jacentes.
Dans la moyenne vallée, la formation éocène n'est pas continue. Elle est absente sur les dômes du Maastrichtien.
L'aquifère éocène à dominance calcaire, calcaire-sableux ou calcaire-marneux est discontinu (absence sur les dômes du Maastrichtien).
3. Les formations du Quaternaire
Elles sont constituées de sédiments alluviaux déposés par le fleuve ou par ses affluents. On y distingue des formations supérieures argileuses à argile-sableuses et des formations inférieures sableuses à sabla-argileuses (Fig. 3).
L'épaisseur de ces formations augmente des bordures vers l'intérieur de la vallée. Elle est en moyenne de 15 m en bordure et de 35 m au centre.
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Fig.3 - Coupe stratigraphique dans la basse vallée (DIAO, 92)
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Les formations du Quaternaire reposent généralement sur celles de I'Eocène. Par contre au niveau des dômes, là où I'Eocène est absent, elles reposent directement sur le Maastrichtien.
Dans la moyenne vallée, les modèles d'aquifères rencontrés sont de deux types:
Un modèle d'aquifère multicouche : à plusieurs formations de sables grossiers, sables moyens, sables fins, sables argileux, ou de' limons. Ce type d'aquifère est celui que l'on rencontre dans la zone Bakei-Kaêdï'. On rencontre dans sa zone non saturée des éléments fins; notamment cette formation argileuse gonflante superficielle, qui confère à la nappe le caractère tantôt captif tantôt semi-captif ou parfois libre selon l'épaisseur et la nature lithologique de cette zone non saturée.
Un modèle d'aquifère mono ou bicouche, comprenant une formation perméable délimitée par des formations argileuses imperméables pouvant constituer des nappes perchées.
Ce type d'aquifère se rencontre dans la région de Podor.
B- STRUCTURE DES AQUIFERES
L'utilisation des techniques géophysiques nous a permis de préciser les limites, la lithologie, et la structure des aquifères
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Les résultats des sondages électriques réalisés ont permis de définir les formations alluviales suivantes :
- des silts (9 à 12 Ohm/m),
- des sables fins nouakchottiens et inchiriens (40 à 45 Ohm/m),
- des argiles salifères (0,5 à 0,8 Ohm/m) du Nouakchottien,
- des argiles sableuses (4 à 6 Ohm/m).
Le toit du substratum est généralement situé entre 12 et 80 mètres de profondeur (fig. 4a et Lib). Les formations constituant le substratum des alluvions comprennent :
- des marnes argileuses (1 ,5 à 6,0 Ohm/m),
- des calcaires marneux et calcaires fissurés (70 à 90 Ohm/m).
Une vallée fossile du Ferlo d'environ 80 m de profondeur a été mise en évidence au Sud-Est de la digue de Keur Momar Sarr.
Les failles méridienne N 170°E à N 190°E décrites à Guiers-Nord, à Dagana et dans le BasFerla génèrent des structures en horst (Guiers, Thilogne-Boki Diavé). Cette tectonique se traduit par l'épaississement des alluvions quaternaires dans des dépressions tectoniques (Nord-Guiers, Dagana) avec les mêmes traits géomorphologiques. Par ailleurs ces failles décrivent les contours des lits des réseaux hydrographiques avoisinants : Taoué, Sénégal au Nord et à l'Ouest de Dagana et notamment entre Semmé et Bogué (Matam).
Les résultats des campagnes de prospection électrique (KOUSSOUBE, 92) confirment l'hétérogénéité latérale des formations alluvionnaires (chenaux de matériels sableux fins au argilo-sableux), et la subsistance de nappes salées qui sont encore très étendues dans la basse vallée alluviale du Sénégal. ·
C- PARAMETRES HYDRODYNAMIQUES DES AQUIFERES
Les paramètres hydrodynamiques ont été déterminés pour les nappes dans la vallée et ses alentours par différentes méthodes : pompages d'essai de courte durée, essais de débit, granulométrie, ·essais de perméabilité, application de formules empiriques sur la variation naturelle des niveaux d'eau, et enfin par pompages d'essais de longue durée.
1. Les tests courts:
a) La nappe maastrichtienne
Les tests, faits dans des forages situés à proximité de la vallée alluviale du Sénégal, avaient permis de montrer que la nappe du Maastrichtien était en continuité hydraulique, dans certaines zones, avec les nappes des formations supérieures (zone Thilogne - Semé) (fig.2) ILL Y (1973).
Ces forages ne sont pas accompagnés de piézomètres permettant de suivre l'évolution de la nappe pendant l'essai, ce qui, d'emblée, exclut la possibilité de pouvoir déterminer le coefficient d'emmagasinement de l'aquifère.
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Fig. 4 a - Coupes transversales dans la moyenne vallée (lignes 1, 2 et 3)
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Fig. 4 b - Coupes transversales dans la moyenne vallée (lignes 4, 5 et 6)
b) La nappe .éocène 1 Continental Terminal
Les nappes les mieux étudiées sont celles du Trarza au sens large comprenant :
- La nappe du Brakna qui a été testée sur 6 forages. - La nappe de I'Amechtil, où les paramètres ont été déduits à partir de l'observation
des fluctuations des piézomètres. - La nappe de Trarza au sens strict, où les paramètres ont été déterminés par
pompage d'essai et par deux expressions dérivées de la formule de FERRIS.
Pour les nappes du Ferlo,les paramètres ont été obtenus par des tests aussi bien dans les formations éocènes que dans les formations du Continental terminal.
c) La nappe des allu_vions quaternaires
La nappe dans les alluvions quaternaires a été testée par pompag·e d'essai de courte durée, et par des essais de perméabilité de type LEFRANC.
La méthode de perméabilité a intéressé aussi bien les alluvions quaternaires que les formations profondes r on le constatera aux tableaux précédents.
Les paramètres hydrodynamiques déterminées, dans la majorité des cas sont très approximatifs, en raison de l'inadéquation des méthodes, ou de leur insuffisance dimensionnelle (temps court, ou volume de l'aquifère testé non représentatif).
2. Les essais de pompage longue durée
Le réseau de piézomètres mis en place par I'OMVS dans la vallée du fleuve est pourvu de forages de plus gros diamètre permettant les pompages. Situés à proximité de chacun de ces forages, des piézomètres de différentes profondeurs permettent de suivre l'évolution de la nappe pendant et après le pompage, et d'en déterminer les caractéristiques hydrodynamiques.
12 stations dans la moyenne vallée, et 4 dans la basse vallée ont été testées par pompage de longue durée d'au moins 48 h. Ces essais nous ont permis de déterminer les principales caractéristiques hydrauliques des nappes (Tableau 1).
Cette méthode permet, dans l'approche pour la détermination de la recharge des nappes, de dire s'il existe une relation entre les aquifères délimités précédemment d'une part et entre ces aquifères et les cours d'eau d'autre part.
Grâce à ces essais de pompages, il a été possible de vérifier la communication entre certains aquifères à la station de pompage de Kanel (ligne no 2) entre le Maastrichtien et le Quaternaire. Ici, en effet (Fig. 5, Fig. 6), l'ensemble des piézomètres ont réagi au pompage. Cependant la réaction plus modérée du piézomètre le moins profond montre l'existence d'une formation silto-sableuse semi-perméable, surmontant l'ensemble aquifère Maastrichtien -Quaternaire inférieur.
A Podor (fig.?) les essais de pompage ont montré d'une part une excellente communication entre I'Eocène calcaire et les formations détritiques du Quaternaire inférieur et d'autre part, l'isolation totale d'un aquifère très superficiel (nappe perchée).
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Fig. 5- Pompage à Kanel: Courbes de descente. (GA345; prof. 50 m; Maastrichtien; 0=22 m3h -1: t=48 h)
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Fig. 6- Pompage à Kanel: Courbes de descente. (GA346; prof. 30 m; Quaternaire; 0=22 m3h -1: t=48 h)
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Fig. 7- Pompage à Podor: Courbes de descente. (GA237; prof. 40 m; Quaternaire; 0=15 m3h -1; t=48 h)
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Tableau 1
Caractéristiques hydrodynamiques des aquifères (pompages d'essai)
Localité No forage Prof. Formation T ( m,.s-1 ) s % K ( m.s-1 ) en m aquifère
Dia ma DAOOI 35 Quaternaire 2,5 .10-3 2,5 .10-4 2,0 .10-4
Keur Macene DA032 32 Quaternaire 2,0.10-3 4,5 .10-4 2,0 .10-4
Lac de Guiers GA264 18 Quaternaire 1,0 .10-3 4,5 .10-4 6.0 .10-5
Dar Salam DA 139 44 Cout. Tenn 1,5 .10-3
PoJor GA 237 45 Quaternaire 5,5 .10-3 4,5 .10-4 3,0 .10-4
Nianga F 10 32 Quaternaire 4,0 .10-4 4,0 .10-5 " 42 Quaternaire 9,0 .10-3 9,5 .10-4
1'-.'ianga F12 22 Quaternaire 7,0 .10-5 1,0 .10-5 " 35 Quaternaire 7,0 .10-5 > 3,7 .10-4
Boyenadji GA368 48 Eocène 9,0 .10-3 8,5 .1 0-5
Mbakhna GA333 43 Eocène 4,0 .10-2 8,5 .10-3
Mbakhna GA334 28 Quaternaire 1,5 .10-2 2,2 .10-3
Thilogne GA318 30 Quaternaire 9,5 .10-3 2,0 .10-4
Thilogne GA319 48 Eocène 7,5 .10-3 1,2 .10~2
Wali DA249 58 Eocène 8,0 .10-3 5,1 .10-5
Wali DA250 35 Quaternaire 5,0 .10-3 7,0 .10-5
Youmaniré DA241 48 Eocène 2,1 .10-2
Mafoundou DA220 50 Eocène 4,0 .10-2 2,0 .10-4
Mbagne DA264 49 Eocène 9,0 .10-3 5,8 .10-4
Bag()udine DA268 38 Eocène 1,2 .10-2 8,2 .10-4
Kan el GA345 50 Maastrichtien 1.5 .10-2 4.2 .10-4
Kan el GA346 30 Quaternaire 1.7 .10-2 5.4 .10-5
Il EVOLUTION DU NIVEAU DE BASE
Dans le schéma classique du fonctionnement hydrogéologique. d'une vallée alluviale, le niveau de base est représenté par le plan d'eau à l'étiage de la rivière. Dans la vallée du fleuve Sénégal, ce n'est pas toujours le cas, il existe en effet certaines dépressions piézométrique ou le niveau de la nappe peut être très largement en dessous de celui du fleuve (- 40 mètres vers le Ferla). Mais de manière générale, il existe près du fleuve, une bande plus ou moins large, où la nappe superficielle est bien liée au niveau d'étiage du fleuve.
Avant la mise en service du barrage de Diama en Novembre 1985 et des bouchons-barrages de Kheune en 1983 et 1984, le niveau de base correspondait au niveau moyen de la mer. Après la fermeture de Diama, le fleuve, à l' étiage, est isolé du bief maritime et son niveau de base est dépendant du stockage dans la retenue. L'altitude du plan d'eau de cette retenue pourrait atteindre +2.50 m lorsque les deux barrages et les digues seront entièrement fonctionnels.
Pour une retenue à la cote zéro IGN, le plan d'eau s'étend sur 350 km, jusqu'à Bagué, pour une cote de +2.5 m, il devrait s'étendre sur 450 km, pour atteindre Saldé.
Les hauteurs d'eau, aux stations situées dans la zone d'influence de la retenue de Diama, sont extrêmement basses durant l'étiage 1986 et 1987 ( -0.48 m et -0.42 m à Rosso). Ce niveau bas est dû au barrage anti-sel de Diama qui, en stoppant la pénétration des eaux marines,
1 1
empêchaient celles-ci de venir compenser le déficit d'écoulement amont (évaporation et pompages supérieurs au débit du fleuve) {Fig. 8).
Ait IGN 300 cm 250
200
150
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50 Podor e
0 o Dagana
-50 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992
Fig. 8 - Evolution des niveaux d'étiage du fleuve.
Après la crue de 1987, la mise en service du barrage de Manantali a entraîné une nette amélioration du niveau du plan d'eau du fleuve. Le niveau monte d'année en année grâce à la mise en place progressive des digues latérales et aux lâchures répétées.
Cette influence se fait sentir sur l'ensemble du profil du fleuve par un relèvement général du .niveau de l'eau, et une diminution de l'amplitude de variation annuelle (fig. 9).
Ait IGN 1 ~1W 1600
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Dagan a Rosso
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Guede
Podor
300 400
Kaedi Salde
Ngoui
500
Matam
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Bakel 1986 1988
1988 1986
700 Km 800
Fig. 9 - Variation du profil longitudinal du fleuve Sénégal en 1986 et 1988
Le barrage de Manantali, situé sur le cours du Bafing régule maintenant les eaux du fleuve Sénégal. Le module inter-annuel, calculé sur plus de 50 ans, est de 323 m3/s à Manantali et 679
1 2
m3/s à Bakel; le barrage permet donc de gérer l'écoulement de près de 50% des eaux du fleuve arrivant à Bakel (fig.1 0).
BAFING
BAKOYE FALEME
écoulement naturel
Fig. 10 - Module interannuel du fleuve et de ses affluents en m3.s-1 moyenne calculé depuis la mise en place des stations (su p. à 50 ans)
Depuis la mise en service de Manantali en juillet 87, son influence ne cesse de se faire sentir aux différentes stations hydrologiques du fleuve.
Alt IGN 2500
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1500
1000
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1.1.86 1.1.87
Bakel
SaJde 1 Ngoui
1.1.88 1.1.89 1.1.90 1.1.91 1.1.92
Fig. 11 - Variation des hauteurs d'eau du fleuve Sénégal aux stations limnigraphiques de la moyenne vallée
1 3
Les courbes de variation des hauteurs d'eau du fleuve aux stations de Bakel, Matam, Kaëdi et Saldé entre 1986 et 1992 (Fig. 11) montre l'influence du barrage de Mariantali à partir de 1987: Les courbes de décrue sont perturbées (lâchures du barrage) et le niveau d'étiage se relève progressivement. Ainsi à Bakel (Fig. 12), on observe une remontée de plus de 1.30 m au dessus du niveau théorique sans lâchure d'eau à Manantali.
L'incidence de cette remontée du niveau d'étiage du fleuve sur les nappes alluviales ne manquera de se faire sentir.
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1000 +-----+-·---<-----i--·-···---~----·-----t----------·r·---------1.1.86 1.1.87 1.1.88 1.1.89 1.1.90 1.1.91 1.1.92
Fig. 12 - Influence de Manantali sur les hauteurs d'eau du fleuve à Bakel
Dans la basse vallée, cette élévation du niveau de base du fleuve depuis l'hivernage 1987 (Fig. 13), liée à la mise en place des barrages et à l'intensification de l'irrigation, se répercute sur la nappe, dont le niveau d'étiage est monté de 20 à 50 cm en moyenne (Fig. 14). Cette hausse, plus accentuée dans certains secteurs (Mbilor et Thiagar), y traduit les difficultés de drainage. Ce phénomène s'accompagne souvent d'une augmentation de la minéralisation des eaux par remobilisation des sels concentrés dans les horizons supérieurs.
Ait IGN 600 -cm 1
500 t !
400 i
300
200
variation des niveaux d'eau de 1986 à 1992 pour les stations deGUEDE-PODOR-DAGANA-ROSSO
' . . '
1.1.87
:·~UEDE
PODOR::
1.1.88 1.1.89
··'
-----··--·---·-
--;----+----1.1.90 1.1.91 1.1.92
Fig. 13 - Variation du niveau du fleuve dans la basse vallée.
1 4
!·---·---·--·--···---- ---- --··---·-···j 0 C'...\7.0G{JOm) + C"",..o..x)l(l , .. , - GA)121SO...I
··-------------
•>IGN .. ·1.2
-1.4 f ·2.2 , .. , IP39 1900
CONOUCTM1 E ELECT RIOUE
1987 , ... 1989 '""" 1991 annkt
1· G-<201117m) Il Q.\206(30m) 0 C'-21liSOm) 1
Fig. 14 - Remontée de la nappe et augmentation de la salinité (piézomètres de Djilor)
Ill EVOLUTION DE LA QUALITE CHIMIQUE DES EAUX
A- CONDUCTIVITE DES EAUX SOUTERRAINES
La conductivité ou "conductance spécifique" est une des mesures classiques permettant un contrôle simple et rapide de la minéralisation des eaux. En utilisant l'ensemble des données des analyses chimiques effectuées au laboratoire d'analyse de I'ORSTOM en 1990 et 1991, il a été établi la corrélation entre la conductivité mesurée et la minéralisation totale des eaux. Une relation linéaire a été obtenue d'expression :
M == - 0,16 + 0,72 Ce
avec· - M : minéralisation totale en g.1-1 - Ce : conductivité électrique en mS.cm-1 (à 20° C) exprimé en mS.cm-1
Le coefficient de détermination égal à 0,99 est satisfaisant.
Les mesures mensuelles de la conductivité des eaux souterraines, effectuées sur l'ensemble du réseau de piézomètres et puits de la vallée du Sénégal par la cellule des eaux souterraines de
1 5
I'OMVS de 1988 à 1990, complétées par celles entreprises dans le cadre du projet EQUESEN de 1990 à 1992, nous ont permis l'étude et l'analyse des variation spatio-temporelles de ce paramètre.
De manière générale, la conductivité des eaux souterraines de la vallée augmente de l'amont vers l'aval. De 0,1 mS.cm·1 à l'amont de Matam (L 1- Semmé), elle peut atteindre des valeurs de 70 mS.cm-1 dans la basse vallée.
La salinité élevée des nappes de la basse vallée est d'origine marine. La transgression marine nouakchottienne (5000 ans BP) avait pénétré en effet jusqu'à Bhogué (MICHEL 1973). Et encore très récemment, avant la construction des défenses anti-sel, l'influence marine se faisait sentir très profondément à l'intérieur de la vallée, la langue salée avait atteint Podor en 1983 (SAOS et al. 1985).
La variation saisonnière de la conductivité des eaux souterraines est liée au cycle hydrologique de la vallée, connaissant généralement des teneurs plu~ élevée en période de crue (remobilisation des sels).
Les eaux de la rive gauche sont en général plus chargées que celles. de la rive droite fig.(15)
-15
CONDUCTIVfiE DES EAUX SOUTERRAINES DANS LA REGION BAKEL·SALDE (JUIN 88)
RIVE GAUCHE
ccnll uSicrn 48:0
\:CO
- ·: ---- -:-.. 'fbJ
RIVEDROTE
- :-= • -= _:,. -- -- ... . - . - ... _ - -.. - ... .. -10 -5
CONDUCTIVffE DES EAUX SOUTERRAINES DANS LA REGION BAKEL-SALDE (NOV.88)
RIVE GAUCHE
:-: -- ---
CCX"ld us/CO\ 48:0
l~'t)
10::0 __
RIVE DROITE
1 6
-20 -15 -10 -5 0 10d&t./ll:'c.m
15
Fig.15 - Conductivité des eaux souterraines de la moyenne vallée
Dans les zones à très forte conductivité, les mesures dans les piézomètres montrent un fort gradient avec la profondeur (Fig. 16). Les données provenant de mesures in situ à l'aide de sondes plongeantes sont donc peu fiables lorsque ces mesures ont été faites sans surveillance strictes de leur profondeur et rendent délicate l'étude de l'évolution de la conductivité.
1 5 20 25 30 35 40m
Fig. 16 - Variation de la conductivité avec la profondeur. (GA 201, R. Toll)
Dans la zone Kaëdi, on observe une poche d'eau de conductivité de loin supérieure à celle du reste de la moyenne vallée qui peut atteindre 4000 !JS/cm (fig.17 et 18). L'analyse chimique de ces eaux a montré des teneurs élevées en NaCI.
Cette teneur élevée serait peut être à mettre en rapport avec la dernière grande transgressions marines qu'a connu la vallée et qui jusque là n'ont été considérées que limitées à la zone aval Boghé. Le seuil à + 5m IGN situé en aval de Kaedi est peut être contournable? L'origine de cette salinité peut être plus ancienne (lnchirien?) ou même dater du dernier interglaciaire (Emien =125000 ans BP).
Fig. 17 - Carte d'isoconductivité (en JJ,S) dans la moyenne vallée en Juin 88
Fig. 18 - Carte d'isoconductivité (en JJ.S) dans la moyenne vallée en Juin 90
----- 1 \\ 1 ~
0
1 7
i
1
8- FACIES HYDROCHIMIQUE DES EAUX SOUTERRAINES .
Les analyses chimiques des eaux prélevées dans les piézomètres et les puits, permettent de mettre en évidence l'évolution des faciès hydrochimiques des eaux souterraines.
Dans la moyenne vallée, les eaux sont peu minéralisées, plus proches de la composition chimique des eaux du fleuve (Tableau Il). Comme celles du fleuve (Fig 19), leur minéralisation augmente vers l'amont.
EC mS
Semmé 0,04
Ma tarn 0,07
Saldé 0,10
Dagan a 0,13
Tableau Il
Analyses chimiques des eaux du fleuve à l'étiage 91:
Cl meq/1
0,19
0,26
0,31
0,33
meq/1
1,00
0,80
504 HC03 meq/1 meq/1
0,04 0,38
0,03 0,43 0,04 0,58
0,05 0,93
C03 Ca Mg meqll meq/1 meq/1
0,00 0,18 0,21
0,00 0,27 0,25
0,00 0,26 0,31
0,00 0,46 0,35
Na meq/1
0,10
0,16
0,26
0,14
Fig. 19 - Composition chimique des eaux du fleuve (étiage 91 ).
K meq/1
0,07
0,05
0,05
0,28
Les eaux souterraines sont bicarbonatées calciques à calco-magnèsiennes dans la partie amont (lignes 1, 2, 3 et 4) et bicarbonatées sodiques à Sémmé (ligne 5) (Fig. 20).
A Podor- Nianga, elles sont chlorurées sodiques comme dans l'ensemble de la basse vallée.
Le tableau Ill donne les valeurs moyennes, en milliéquivalents par litres, des 5 séries d'analyses des éléments majeurs effectuées sur l'ensemble des piézomètres de chaque ligne durant l'année 1991
1 8
Tableau Ill
Analyses chimiques des eaux souterraines de la moyenne vallée:
LIGNES EC Cl S04 HC03 C03 Ca Mg Na K
mS meq/1 meq/1 meq/1 meq/1 meq/1 meq/1 meq/1 meq/1
L 1 0,13 0,16 0,06 1 '12 0,02 0,50 0,38 0,38 0,10
L 2 0,17 0,31 0,11 1,31 0,00 0,65 0,52 0,56 0,12
L 3 0,30 0,32 0,18 2,30 0,10 1,52 0,89 0,64 0,06
L 4 0,24 0,25 0,09 2,12 0,06 0,91 0,88 0,71 0,17
L 5 0,43 0,35 0,78 3,66 0,20 1,55 1,35 2,04 0,08
L 6 9,14 89,8 1,82 4,43 0,12 9,00 17,30 64,30 0,68
Fig. 20 - Composition chimique moyenne des eaux souterraines de la moyen vallée.
Dans la basse vallée, DA BOIT (1993), dans son étude réalisée dans le cadre de ce programme, montre que: le faciès chloruré sodique originel s'enrichit parfois en sulfates (secteur Mbilor, par exemple) mais le plus souvent devient carbonaté, sodique ou calcomagnésien. Différents facteurs interfèrent pour expliquer cette évolution hydrochimique de la nappe su pe rfic i elle.
La nature lithologique et la perméabilité des aquifères conditionnent les échanges ioniques avec l'encaissant et la dilution par l'apport des eaux d'irrigation. Le rôle de ce facteur géologique est illustré par deux exemples.
- Secteur Dagana : Sur deux sites piézométriques proches, la qualité des eaux est identique en profondeur: chlorurée sodique avec une minéralisation de 2 g/1, car le réservoir est de même nature sableuse (GA 166- GA 170). Par contre dans les piézomètres peu profonds, GA 169 dans
1 9
un horizon sableux, les eaux sont douces et carbonatées sodiques(0.9 g/1); alors que le GA 165 a un horizon argileux, les eaux très minéralisées (12 g/1) sont chlorurées sodiques.
- Secteur Nord de la Taouè : Les eaux, dans les calcaires éocènes sont saumâtres (2 g/1) et chlorurées sodiques; dans les alluvions argile-sableuses, elles sont douces et bicarbonatées calcemagnésiennes et dans les sables maastrichtiens, elles sont également peu minéralisées (0,7 g/1) mais carbonatées sooiques.
La mise en culture des terres dans la basse vallée du fleuve nécessite leur dessalement et l'apport de gypse (1 0 t/ha) comme amendement pour éviter leur alcalinisation. Le lessivage des sols enrichit alors la nappe en chlorures de sodium et en sulfates (GA 209 1 GA 208, Mbilor). Les teneurs les plus élevées en sulfates correspondent souvent à des points d'eau de position piézométrique haute, des zones de recharge pour la nappe : 3,4 g/1 GA 128 (Thiagar) et 3,5 g/1 GA 182 (Dagana).
Cette qualité sulfatée des eaux est temporaire car l'anion sulfate est facilement lessivé et l'amendement gypseux n'est utilisé que durant les premières années ·cre mise en culture des terres. Ainsi les sulfates très abondants en mai 1990 dans les eaux du piézomètre GA 167 (Dagana), ont disparu en 1991.
Prélevées par pompage dans le fleuve, dont les eaux appartiennent au faciès bicarbonaté calce-magnésien, il est logique qu'elles favorisent l'évolution de la qualité de la nappe vers ce pôle.
-Ca..
1 ° o 0
a 1 secteur Daga na
,___ _ _,/secteur Taoué
l'
....,.. ·····sens de l'évolution
eau du fleu·,e Sénégal = e,lu d'irngaticH1
§8:...jsecteur Pack
• eau de mP.r
Fig. 21 - Faciès hydrochimiques en 1991 de la nappe superficielle dans la basse vallée. (DA BOIT, 93)
20
Î 1
1
La mobilité différentielle des ions explique le comportement différent des ions chlorures et sodium à l'origine associés dans la nappe salée. Le drainage élimine facilement les anions chlorures et sulfates mais le cation sodium est retenu par les argiles. Lors de la dilution, le sodium passe du complexe absorbant à la solution tandis que le magnésium et surtout le calcium passent de la solution sur le complexe (LOYER, 1989). Les aquifères superficiels étant souvent argileux, ce phénomène d'échanges de cations explique probablement l'évolution vers un pôle sodique des eaux peu minéralisées.
En remontant, les eaux phréatiques souvent riches en sodium risquent de provoquer, par alcalinisation des argiles, une imperméabilisation irrémédiable des terres cultivées. L'amélioration du drainage pourrait éviter ce risque de destructuration des sols. L'efficacité du système mis en place dans la plupart des périmètres irrigués est insuffisante: maille trop lâche du réseau, profondeur trop faible des drains, manque de régularité dans l'entretien.
L'analyse des différents facteurs contrôlant l'évolution hydrochimique de la nappe superficielle de la basse vallée du fleuve (Fig. 21) peut permettre de la généraliser ainsi : les eaux très minéralisées et chlorurées sodiques d'origine, se diluent progressivement en prenant d'abord un faciès sulfaté sodique (dessalement des terres) puis carbonaté-sodique et enfin carbonaté-calcomagnésien identique à celui des eaux d'irrigation.
Les éléments apportés sous forme d'engrais pour la fertilisation des sols se retrouvent dans les eaux souterraines, surtout dans les zones rizicoles. Des teneurs excessives en nitrates ont été mesurées dans les secteurs de: Thiagar (30 à 80 mg/1), Mbilor (30 à 60 fT1g/l) et Dagana (60 à 90 mg/1).
La mise en service des barrages, et l'extension consécutive des aménagements hydroagricoles, n'a jusqu'à présent pas apporté d'amélioration dans la qualité chimique des eaux souterraines. Au contraire, dans certains secteurs, la remontée des nappes phréatiques remobilise les sels piégés dans les sols, la salinité des eaux augmente et le risque d'alcalinisation persiste. Un bon drainage des zones cultivées devrait permettre d'améliorer durablement la qualité de ces eaux.
C - ANALYSES ISOTOPIQUES
1. Etude isotopique des pluies
Les principales analyses isotopiques sur les eaux de pluie ont été faites sur des échantillons prélevés au début de la saison des pluies 1981, l'étude s'est poursuivie au cours des hivernages 1982; 1983; 1984 (TRAVI et a/.,1986). Lors de la première campagne, les précipitations journalières ont été prélevées en huit stations réparties sur l'ensemble du Sénégal dont deux dans la vallée du Sénégal; celle de Bakel à l'Est et celle de Richard-Toi! au Nord.
Les isotopes deutérium et oxygène-18 ont été dosés sur les échantillons de juillet et d'août.
La droite de corrélation obtenue a pour équation:
aH== 7.93 a18o + 10.09
Avec un facteur de corrélation == 0.972
Cette droite est proche de celle des eaux météoriques mondiales et a permis à ses auteurs de retenir les conclusions suivantes:
Au coeur de la saison des pluies, les précipitations n'ont pas subi, en cours de chute, d'évaporation dont l'effet aurait été de déplacer les points sous la droite des eaux météoriques. La
2 1
colonne d'air traversée par la pluie de mousson est donc saturée en eau. La vapeur qui condense sur l'ensemble du territoire sénégalais en juillet et août a une même origine océanique sans mélange significatif avec d'autres sources possibles et en particulier la vapeur évapotranspirée par la forêt située plus au sud. Aucun effet de continentalité ne peut être associé à l'avancement de la mousson en provenance du golfe de Guinée sur le Sénégal. Les teneurs les plus faibles se rencontrent au sud du pays dans la zone des pluies continues.
2. Etude isotopique des eaux de surface
a) Dans le haut bassin
Les eaux de surface prélevées dans les sources et têtes de bassin du Fouta-Djalon, montrent une très bonne corrélation du delta 2H 1 18o. Les valeurs se positionnent très proches de la droite de corrélation des eaux météorites mondiales MWL (Fig. 22), ce qui montre qu'il n'y a pas ici de reprise évaporante significative. Ces eaux sont d'ailleurs très peu chargées, la conductivité est très faible, entre 0,012 mS et 0,030 mS.
b) Dans la vallée du fleuve
Les eaux du fleuve et de ses tributaires (Doué, Taouey, lac, canaux) présentent, en période d'étiage, un enrichissement isotopique par rapport aux eaux de surface du haut bassin. La corrélation 2H 1 18o est bonne (Fig. 22), c'est une droite de pente plus faible que celle de la droite MWL. Ces eaux ont subi une reprise évaporante importante, d'autant plus élevé vers l'aval.
2H 20
10
0
-10
-20 Vallée du Sénégal
-30
-40 0
018
-7 -5 -3 -1 3 5
Fig. 22 - Analyses isotopiques des eaux de surface
22
3. Etude isotopique des eaux souterraines
Cette étude est faite à partir des résultats d'analyses isotopiques (18Q 2H et 3H) sur les prélèvements d'eaux souterraines et de pluie effectués par lily dans la vallée du Sénégal de Juin à Novembre 1972. Et surtout des résultats d'analyses isotopiques (18Q et 2H) sur les prélèvements d'eaux souterraines et du fleuve que nous avons effectués dans la vallée du Sénégal en Mars et Juin 1991 (tabl. IV).
Tableau IV
Analyses isotopiques des eaux souterraines
N"Ol.N. Co nd format./crcp. étage pH Rep/ ND'NS t--;'DINS Pi of. Zone DisL ô18o ffH
.,s. JGN :REP lON crép. non 10
cm· 1 rn rn rn 1 sol sa ru rée Km
GA340 220 cal.mar.b1 E marin 6.4 16,62 9,58 7,04 49 8,58 0,5 -2.12 -24 ind.
OA342 242 sab moy.gros Q 6,2 16,61 9,55 7,06 15 8.55 0.5 -5.24 -37.4 .silt
GA349 274 sab.fin moy brun Q 6.8 16,06 9,84 6,22 14 8,84 3,25 -5,22 -37.1
08479 263 6,6 22,08 16,65 5,43 16,68 15,65 8,5 -5,96 -35.5
GA327 141 sab moy brun Q 6,8 16.03 9,72 6.31 12 8,72 0,25 -2,38 -16.7 GA328 201 sab moy bei ge Q 6,4 14,94 9,87 5,07 29 8,87 3 1,98 2,8
OA332 216 silt sabl brun Q 6,5 13.62 10,39 3,23 15 9,39 6,5 -5,22 -35,1
0A330 106 gres sab cal/moy Emarin 6,1 13,62 10,39 3,23 15 9,39 6,5 -0,02 -ï.7 infer.
OA335 250 sabl fin E marin 7,4 14.4 10,01 4,39 48 9,01 10.5 -4,11 -31.3 infer.
08702 721 6,9 17,87 15.95 1.92 16.23 14,\>5 16 -4.26 -34.2
08687 918 7.6 22,4 21,4 19,5 -4,7 -34
KAva 607 sab peu arg. Maast. 7.1 110,5 21 -4,28 -31,9
FOR. 08681 759 7,4 28.2 27,2 21 -5,76 -35,9
OA313 140 sab gros 1 gr av qz E conl 6,5 12,85 9,62 3,23 49 8,62 0,02 -5,46 -39.9 5
OA315 389 sill sa bi brun Qind 6,2 12,85 8,55 4,30 10 7,55 0,02 -5,07 -36,4 5
OA317 432 sab f gr silllarg Q 7,3 11,86 8,32 3,54 12 7,32 2.5 -5.35 -38,2
GA320 236 marne rose 1ùv Emarin 6.6 12,04 8,02 4.02 48 7,02 6,5 -5,25 -38.5 infer.
OA322 228 sil! br sabiarg Qindif 6,9 12,04 8,00 4,04 14 7 6.5 -5,96 -41
OA325 47 sab fin sill laiteu)( Maast. 8 11,63 7,67 3.96 48 6,67 14,5 -5.72 -39
OA304 530 cal jaunlbrun E marin 8,46 11,15 11,65 -0.50 39 10,65 5,75 -5.21 -35.3 altcré infer.
OA307 280 sab moy gros Qinù 6,87 12,14 11.87 0,27 15 10,87 5.5 -2.82 -21.1 OA308 270 sab fin brun silt Qind 7,24 10,18 s.n 1.26 13 7,92 3 -5,09 -36,7 OA309 620 marn blanc lait E marin 7.44 12,44 10,65 1.7\> 50 9,65 0,14 -4,67 -33
infer. 0A310 HiS sab gros +qartz Q 7,21 12,43 10.40 2.03 25 9,4 0,14 -3.76 -26,2
OA312 334 sab moy blanc Q 7,04 11,64 10.23 1.41 15 9,23 1,5 -4,84 -36.2
08205 700 7,64 39,6 38,6 15 -5,33 -35.2
08353 1150 7,66 26.7 41 -14.3 37.6 40 13 -5,36 -36.2
:v!ATA.>v! caux de surf nec -0,56 -11.8
:-:ooUI . 0,05 -8,4
TAOtJE -1,65 -14.8 DR..\1:--J -1.17 -12.2
TiL " 3,57 -14,5 OL'IERS
YEfl 13,3 -53,1 YON 9
a) Isotopes stables
Les analyses isotopiques sur les échantillons d'eau prélevés dans les piézomètres et les puits de la vallée montrent une bonne corrélation 18o 1 Deuterium. Les valeurs s'alignent sur une droite de pente inférieure à la pente de la droite de corrélation théorique MWL des eaux
23
météoriques mondiales (Fig. 23). Le point de rencontre de ces droites donne les teneurs isotopiques théoriques à l'origine des eaux souterraines. Celui-ci est situé légèrement au dessous des valeurs du haut bassin, proche des valeurs des eaux de pluie locales. Il correspondrait à un mélange eaux pluviales locales 1 eaux du fleuve.
60
50 0
40
30
D 20
-'.) 10 .,. E 0 R ; -10
u M -20
-30
-40
·50
-60
-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 OXYGENE-18
• Série1 Eaux souterraine: Eaux de surface --~--~--signal d'entré
Fig. 23 - Analyses isotopiques des eaux souterraines : corrélation I:J. 180 1 tJ. 2H.
La comparaison des teneurs en isotopes stables des eaux souterraines de la vallée du fleuve Sénégal à celles de la droite météorique mondiale (Fig. 23) nous a conduit aux constats suivants :
- L'ensemble des échantillons que nous avons prélevés en 1991 plus ceux de lily de 1972 correspondent dans leur majorité à des eaux évaporées sauf trois: le GB 479 sur la ligne N°2 le GB 681 sur la ligne N°3 et le F1 0
- La présence d'eaux non évaporées dans la nappe confirme le caractère non évaporé du "signal d'entrée", mais aussi l'infiltration directe de ce signal (par pluies efficaces) au moins en ces endroits.
Les essais de corrélation des teneurs en oxygène-18 des échantillons en fonction des distances de prélèvement par rapport au fleuve, en fonction des conductivités minérales et en fonction de l'épaisseur de la zone non saturée ne permettent pas d'établir un lien quelconque entre ces paramètres.
Les analyses des isotopes stables oxygène18 et deutérium ne permettent pas vraiment une classification des eaux et une différentiation des nappes (suivant le taux d'évaporation)
Ceci vient confirmer le caractère délicat de la délimitation des nappes dans la vallée lié à l'hétérogénéité des formations aquifères.
24
i 1 l
1
1
b) Isotope radioactif
Les résultats d'analyses du tritium dans les eaux de pluies et souterraines de la vallée échantillonnées par ILLY (1973) (tab. V) nous ont servi de support pour un essai d'interprétation des échanges hydriques dans la vallée.
Tableau V
Analyses isotopiques (ILLY, 1973)
No échant. région date prélèv. nappe T.U. D% 018%
pluie GuOOé Août/Oct/72 41 '8 - 8 -2 '05
K3 Kan el 14/07/72 nap. phrea.al. 33,8 -2 9' 5 -4' 1 3 K4 Kan el 10/11/72 nap. phrea.al. 56,3 -3 8' 7 -5' 3 4
K6 Kan el 14/07/72 nap. phrea.al. 196 -3 6 '2 -5 '0 4
K3 bis Kan el 14/07/72 nap.prof.al. 2,4 -33' 4 -4 '57 F1 Kan el 10/06/72 nap.prof.al. 4,4 -3 3' 7 -4' 6 9
F3 Kan el 14/06/72 nap.maast. 1 '6 -31 '9 -4 '3 8 F4 Kan el 14/07/72 nap.maast. 1 -39,7 -5,71
A7 Matam 10/11/72 nap.phrea. 71,4 -41 J 7 -6 '2 7
F5 Matam 24/06/72 nap.prof.al. 1 J 6 -3 8 J 2 -5 J 3 9
804 Boghé 12/11/72 nap.phrea. 1 '6 -2 8' 3 -3' 8 7 F9 Boghé 12/11/72 nap.prof.al. 5,8 -30 J 6 -4 J 1 5
N10 Nianga 09/11/72 nap.phrea. 11 J 4 -30 -3 '9 2
N12 Nianga 09/11/72 nap.phrea. 9,7 -31 '6 -4' 46 N4 S Nianga 14/07/72 na p. prof. al. 20,3 -2 5 -3' 0 1 F10 Nianga 09/11/72 nap.prof.al. 6,5 -28 J 9 -5 '6 3 F12 Nianga 10/09/72 nap.prof.al. 8' 1 - 3 1 -4' 05
Après régénération des valeurs manquantes de la teneur en tritium des eaux de pluies de la station de Bamako, nous avons établi la chronique des teneurs en tritium des eaux souterraines dans la vallée qui seraient issues des eaux de pluies de 1953 à 1982, ceci en tenant compte du phénomène dit "piston flow", c'est à dire que les eaux de pluies de chaque année seraient repoussées par celles de l'année suivante, et de la décroissance radioactive du tritium (tableau VI, et Fig. 24). Les teneurs brutes en tritium des eaux souterraines ont été comparées à celles des pluies corrigées par effet "piston flow". On remarque que:
~ Les eaux souterraines de la vallée du fleuve Sénégal ont toutes été contaminées par le tritium. La teneur de cette contamination varie en fonction inverse avec la profondeur de prélèvement.
- Les eaux des nappes phréatiques, sauf rares exceptions, ont des teneurs en tritium qui varient de 11 à 196 UT, caractéristiques de celles des eaux rechargées après le début des essais nucléaires (1953), donc des eaux récentes.
- Les valeurs les plus élevées en tritium s'observent à Kanel qui est situé dans la zone de meilleure recharge.
25
- Les faibles teneurs en tritium dans la nappe phréatique (B 04 et N 12 respectivement 1.6 et 9.6 UT) correspondent à des zones de mauvaise recharge. Il s'agit de nappes semi-captives et captives.
- Les eaux des nappes profondes alluviales, sauf celle du piézomètre N 4S, montrent des teneurs comprises entre 2 et 9 UT. Celles du Maastrichtien ont des teneurs comprises entre 1 et 2 UT.
Tableau VI
Chronique des teneurs en tritium des pluies
Ottawa Bamako "Piston flow• (1972)
1953 26.00 22.92 7.94
1954 287.70 137.89 50.50
1955 41.30 29.47 11.41
1956 183.80 92.17 37.75
1957 118.00 63.22 27.37
1958 587.00 269.58 123.43
1959 451.60 210.00 101.67
1960 156.30 80.07 40.99
1961 227.30 111.31 60.25
1962 992.40 447.96 256.39
1963 2900. 1 0 674.60 408.27
1964 1532.80 708.60 453.45
1965 778.20 324.70 219.71
1966 560.80 230.90 165.20
1967 324.20 122.40 92.60
1968 216.90 109.30 87.44
1969 253.70 101.10 85.52
1970 190.80 99.50 88.99
1971 206.10 102.70 97.13
1972 92.30 86.00 86.00
1973 90.40 56.90 60.17
1974 98.10 54.20 60.60
1975 75.90 49.40 58.40
1976 58.90 45.40 56.75
1977 73.90 43.82 57.92
1978 73.60 43.68 61.06
1980 49.50 33.08 51.69
1981 55.10 35.54 58.73
1982 39.70 28.77 50.26
3000
;z5oo E2000 .~ ~1 500
~1000 .:
~ ~.on·
~
; 900
E' aoo :il 700 "'600
. :; ~00
~ 400 ~ 300
200
0 1950
-•-Ottawa
--o-s01nl<iko
-•- "Piston flow " (1972)
10~ +.-.-t:~:...:.:.:~~--~----jl--==~=:::=;:~~ 1950
Fig. 24 - Chronique des teneurs en tritium des eaux de pluie
Toutes ces nappes se sont rechargées avant les essais nucléaires, c'est à dire avant 1953. Leur contamination serait due à un échange avec la nappe phréatique qui, nous avons vu, est alimentée aussi bien par les eaux de pluies que celles du fleuve. Quant à la teneur élevée de la nappe profonde semi-captive du piézomètre N 4S (20.9 UT) qui correspond à celle du piézomètre GA 222 de I'OMVS, elle pourrait trouver son explication dans une alimentation par drainance descendante de la nappe supérieure à travers la formation semi-perméable qui les sépare.
La contamination de toutes les nappes par le tritium traduit les échanges qu'il y a entre les nappes d'une part, et entre les nappes et les eaux de surface, d'autre part; ainsi toutes les nappes souterraines de la vallée connaissent une alimentation bien que celle-ci soit souvent très faible.
26
IV EVOLUTION PIEZOMETRIQUE
A- FLUCTUATIONS SAISONNIERES
Les piézomètres et puits étudiés subissent, dans leur grande majorité, des variations piézométriques saisonnières. La remonté de la nappe a lieu généralement pendant ou juste après l'hivernage, c'est à dire qu'elle est en liaison direct avec les pluies et la crue du fleuve.
On enregistre parfois un décalage dans le temps des variations saisonnières dans les piézomètres de profondeurs différentes. Lorsque ces piézomètres sont situés sur un même site (2 m de distance), ce décalage s'explique par la présence d'un aquifère multicouche et que les crépines · sont dans des compartiments différents, sans relation directe immédiate (Fig 25).
0.5
0
Ait IGN m
GA201 Prof. 27 m
GA202 Prof. 10 m
-0.5 -t--------+--------f----------1 2-Jun-87 1-Jun-88 1-Jun-89 1-Jun-90
Fig. 25 - Fluctuations saisonnières dans les piézomètres Ga201 et Ga202 (R. Toll)
8- VARIATIONS PIEZOMETRIOUES HORS SAISON.
On observe dans certains piézomètres une remontée anormale du niveau au cours de périodes sans pluie ni crue. Ces piézomètres sont situés dans, ou, à proximité immédiate de périmètres aménagés, l'irrigation entraîne une recharge de la nappe, comme le montre les figures 26 et 27. La remontée piézométrique en Février 1 Mars correspond à la mise en eau des parcelles rizicoles ( piézo DA 264 ) ou sucrière (piézo GA 149).
Ait en m 41 r---------, . DA264 - - - - - - - DA263 - - - - -- - - DA262
3.5
~--
fi ' ~ .... - .........
3
2.5+-----~----t----+---+----+----+---+----1
Feb-88 Jun-88 Sep-88 Dec-88 Apr-89 Jul-89 Oct-89 Jan-90 May-90
Fig : 26 - Evolution piézométrique (station DA 264)
27
Ait. IGN
~
2.5
2
1.5+---------------+---------------r---------------+ 3-May-87 2-May-88 2-May-89 2-May-90
Fig 27 : Evolution piézométrique (GA 149)
C- INFLUENCE DES EAUX DE SURFACE.
La nette remontée de la nappe sous les casiers hydroagricoles, quand ils sont mis en eau, nous laisse supposer l'importance du rôle joué par les grandes_ crues dans le mécanisme de recharge de la nappe, lorsque celles-ci inondaient la majeure partie de la vallée.
L'étude des fluctuations de la nappe sur les principales lignes transverses de piézomètres montre que l'influence des variations limnimétriques du fleuve sur le niveau de la nappe est très limitée. Cette influence n'est que de quelques centaines de mètres, comme cela a déjà été montré lors de travaux antérieurs: 150 m à Kheune (SAOS et ZANTE 1985). cependant cette zone d'influence se prolonge notablement lorsque le fleuve est relayé par une zone inondée (cuvette, bras etc ... ).
La figure 28 met en évidence l'influence de la proximité d'un plan d'eau (ici, le Doué à Ngoui) sur les variations piézométriques de la nappe. Le piézomètre GA 307 est situé à 250m du Doué. Entre celui-ci et le fleuve Sénégal, le niveau statique oscille entre la côte + 1 m et + 3.50m. Le GA 304, à la même distance mais sur la rive gauche du Doué, montre un niveau plus bas, avec des oscillations plus faibles (côte 0 à -1m). A 2250m (piézomètre GA 302) la côte piézométrique est beaucoup plus basse (-3.5m) et l'amplitude des variations très amortie (0.5m).
Altenm 5
4
3
2
0
-1
-2
-3
Jan-88
GA307 dist .0.25 km Riv Dr Doué
GA 302 dist 2.25 km Riv Ga Doué
Jan-89 Jan-90
GA 304 dist 0.25 krr RivGa Doué
Jan-91
Fig. 28 - Variations piézométriques au voisinage du Doué
28
Il est à noter la présence de nappes "perchées". Déjà signalé par ILL Y {1973), ces nappes sont très localisées. Elles sont liées à la présence d'un horizon imperméable (argile) qui isole un aquifère supérieur. La recharge se fait ici par les eaux de pluie, les inondations, ou l'irrigation comme dans les périmètres de Nianga (fig. 29).
Ait IGN 6 m
marigot du Doué FI.Senegal GA223
GA 228 4
DA 150/151 \~t 2
DA 170 1 GA 236 ~__.,-t .: ~+-~~=t'/ 1!-~;,""'
DA 17kf GA 2 GA 240 GA DA 171 GA 234
-4 DA 17 GA 237/238/23
-6
GA243
+~GB895
~+----;-----r----+----;-----r----+---~----4-----~---4 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 12 Km 14
Fig. 29 - Variations piézomètriques sur la coupe transverse Podor Nianga en Juin et Novembre.
Nous avons tenté d'établir une corrélation entre l'amplitude de variation du niveau de la nappe et la distance du point d'eau le plus proche (fleuve, affluents, défluents, bras, marigots ... ). la relation est de forme exponentielle (fig. 30)
li.NP = 0,86 . 10-0,10 · D ANP =amplitude de variation en rn de la nappe. D= distance du cours d'eau en km
Ampl. NP.(m)
2.50 T
1
2.00 t ~
1.50 -~ ~ ! ;
i • 1.00 a 1\ •
~·~- . 0.50 r~·~ ·.: 0.00 i••• 1·
0 1
··~ ~ •••
. ·~~~. + .. ~-··--··-...... ____ • 1 + . ~-- ........ .
• 2 3 4 5
r· · ····· · · ······1
1 • Eoc.
1 ~ Maastr. 1
+ Ouat.
• Dist. (km)
6 7 8 9 10
Fig. 30 - Variation de l'amplitude du niveau de la nappe en fonction de la distance d'un plan d'eau.
29
'··
La corrélation entre l'amplitude de variation du niveau de la nappe et l' épaisseur de la zone non saturée (Fig. 31) n'est pas du tout évidente. On constate principalement, la mauvaise répartition des valeurs de l'épaisseur de la zone non saturée. Cette épaisseur et le piUs souvent comprise entre 9 et 1 am.
Ampl. NP. (m) 2.5
2.0 À
1 • Eoc.
1.5 À. • Maastr.
À Quat.
1.0 À- .. ~4 • • .a....
0.5 • À
~.Nt • À ZNS (m) ~ • 0.0
0.00 5.00 10.00 15.00 20.00
Fig. 31 - Amplitude de variation de la nappe en fonction de l'épaisseur de la zone non saturée
D - LES CARTES PIEZOMETRIQUES DE LA MOYENNE VALLEE:
Les mois de juin et novembre correspondent, respectivement, aux périodes de faibles et de hauts niveaux de la nappe, soit le début et la fin de la saison des pluies. Les relevés des niveaux piézomètriques de ces mois nous ont permis de dresser les cartes isopièzes de la nappe alluviale. (fig. 32)
Ces cartes piézomètriques montrent, dans l'ensemble, un écoulement pluridirectionnel mais de tendance générale SE-NW qui est le sens d'écoulement du fleuve, la présence de dôme et de dépressions, une morphologie qui évolue peu.
Sur ces cartes piézomètriques, on observe en amont un fort gradient hydraulique (2 1 Q-4) le tracé des équipotentielles confère à la zone le rôle de source d'alimentation de la nappe, et le parallèlisme de ces équipotentielles avec le fleuve montre le rôle de ce dernier dans cette alimentation de direction S-N.
Les observations sur les piézomètres de la ligne no1 montrent par ailleurs, que l'alimentation de la nappe par le fleuve est ici prépondérante. Le fleuve, au cours du cycle annuel, reste plus longtemps au dessus du niveau de la nappe. Ce qui permet de qualifier cet endroit de zone préférentielle d'alimentation de la nappe par le fleuve.
Les dépressions piézométriques permanentes, au nombre de deux, sont situées, l'une au droit du cours d'eau Oued El Garta sur la rive droite et l'autre entre M<Ùam et Kaedi sur la rive gauche.
Sur la rive droite, l'orientation des lignes de courant montre le drainage de la nappe par le cours d'eau (Oued El Garta), en général les cours d'eau correspondent à des contacts anormaux. La
30
coupe géologique de la ligne N°2 montre à ce niveau un Eocène à faible profondeur caractérisé par un sédiment grossier. On peut interpréter l'origine de cette dépression comme étant due au déversement de la nappe alluviale dans l'aquifère éocène plus perméable.
La dépression sur la rive gauche correspond à la coupe de la ligne N°3. Elle présente une formation calcaire éocène au niveau du sondage Kavel qui peut être à l'origine de la perte de charge de la nappe alluviale
Le dôme piézomètrique qui se trouve sur la rive droite, au droit de la coupe N°3, correspond à une aire d'alimentation importante de la nappe. La comparaison des niveaux piézomètriques avec celle du plan d'eau du fleuve, nous permet de montrer la part importante que prennent les eaux d'irrigation dans la recharge de la nappe.
L'influence du fleuve sur l'évolution du niveau de la nappe alluviale n'est pas homogène de toutes parts, ainsi on note des zones préférentielles d'alimentation (en dôme) ou de vidange (dépression) de la nappe.
La moyenne vallée ne correspond pas à une unité hydrogéologique, mais à un ensemble hétérogène lié à la structure et au faciès géologique des formations aquifères. En effet, la variation lithologique des faciès sédimentaires favorise une tendance à l'isolement local des formations aquifères, qui, prises globalement, constituent un même et unique aquifère.
L'influence du fleuve sur la nappe existe bien, mais_ .. elle.,_est très limitée de telle sorte qu'elle n'apparait pas nettement sur les cartes isopièzes.
Fig. 32 - Carte piézomètrique de la moyenne vallée en Novembre 1988.
Fig. 33 - Carte piézomètrique de la moyenne vallée en Juin 1989.
3 1
V BILAN HYDROLOGIQUE
A- ETATS DES TRAVAUX ANTERIEURS
Quelques tentatives de bilan hydrique ont été entreprises dans la vallée alluviale du Sénégal ILL Y ( 1972), DIENG (1987) et DIAGANA (1990).
Dans son modèle de bilan, ILL Y a tenu compte de l'apport d'eau de crue, mais tous les termes du bilan n'ont pas été déterminés notamment l'évapotranspiration réelle, le ruissellement des eaux de pluie et la RFU (réserve facilement utilisable). Résultats :
Les apports
- les apports du fleuve: le module à Bakel soit 768 m3f ~
- les apports du Gorgol: 540. 1 o6 m3f an
- les apports des précipitations: moyenne annuelle 410 mm
Les pertes en volumes en millions de m3f an
- évaporation dans le lit mineur - évaporation dans le lit majeur - volume retenu dans le lit majeur - alimentation du lac R'KIZ - prélèvement par la population et le bétail - reconstitution de la réserve en eau du sol - alimentation des nappes - écoulement à l'exutoire
420 1070 120 120 10
970 230
21730
Dans le bilan (Tableau VIl) de Diagana effectué par la méthode de Thornthwaite (mémoire de DEA 1990), il n'a pas été tenu compte de l'alimentation en eau par la crue, ni du ruissellement, de plus, la RFU n'a pas été déterminée avec exactitude.
Tableau VIl
Résultats du bilan hydrique: moyenne annuelle 1984 - 1988 (DIAGANA 90)
Station Précipitation Evapotransp. réelle Déficit P (mm) ETR mm) D (mm)
Podor 1 91 248 57
Saint-Louis 243 278 35
B- PROPOSITION D'UN MODELE DE BILAN HYDRIQUE
1. Les termes généraux d'un bilan hydrique
Le bilan d'eau d'un système hydrologique est la balance comptable des entrées égales au débit moyen des apports et des sorties représentées par le débit moyen des écoulements dans un système bien délimité tel un bassin versant pour une durée déterminée.
32
La formule classique est exprimée comme suit:
- PU - RFU - ETR
Lr - Li
Pu = ( RFU + ETR ) + Lr + Li
hauteur des précipitations (en mm) réserve du sol facilement utilisable (en mm) évapotranspiration réelle (en mm) lame ruisselée (en mm) lame infiltrée (en mm)
On remarque que dans cette formule, seul l'apport pluvial "in situ" est pris en compte comme entrée.
Un des problèmes majeurs, pour la détermination du bilan hydrique, reste l'estimation du degré d'appréciation de certains paramètres (RFU, coefficient de ruissellement, coefficient d'emmagasinement, porosité) que l'on va essayer de définir.
a) Réserve facilement utilisable (RFU)
La Réserve Facilement Utilisable (RFU) représente environ 50 à 60 % de la Réserve Utilisable (RU) (BROCHET et GERBIER, 1968), qui est susceptible d'alimenter le débit maximal des racines et par conséquent d'assurer la meilleure productivité de la plante. En dessous de cette RFU, la plante corifmence à souffrir de la sécheresse bien avant que ne soit atteint le seuil de flétrissement et met en oeuvre des processus physiologiques de défense (fermeture des stomates).
Nous ne disposons pas de résultats de terrains de la RFU pour la vallée du Sénégal. Néanmoins des études du régime hydrique du sol ont été faites par I'IRAT (Institut de Recherche Agronomique Tropicale) au CNRA de Bambey par CHARREAU (1961) et BONFILS; CHARREAU; MARA (1962).
Ces études sont basées sur des mesures de profils d'humidité dans le temps (faites directement ou à partir du "point de flétrissement" permanent (pF): limite inférieure de l'humidité du sol avec laquelle est compatible la vie des végétaux.
La profondeur maximale d'investigation est de 2 m pour deux échantillons de sol:
- Les sols Diorosol: ferrugineux tropical beige sur sable quaternaire
- Les sols Deck: sol à hydromorphie temporaire de surface sur sable et marne-calcaire
Ces sols sont sensés être représentatifs de ceux du Sénégal
Ces études ont abouti aux principales conclusions suivantes :
- La dessiccation du sol se poursuit en saison sèche au moins jusqu'à 3.5 m de profondeur pour les sols Dior et 4 m (par manque de mesures) pour les sols Deck (Fig. 34).
- L'évapotranspiration réelle, mesurée en saison sèche, augmente rapidement de la fin de saison des pluies jusqu'en janvier (pour les sols Dior) et février (pour les sols Deck). Ensuite elle varie faiblement pour le reste de la saison sèche.
- La capacité de rétention moyenne est de 5.7 % pour les sols Dior et de 9.6 % pour les sols Deck
- Le volume d'eau de rétention varie en fonction de la tranche de sol considérée (tabl. VIII).
33
10
... -
... '·'
Tableau VIII
Capacité de rétention en mm de lame d'eau (CHARREAU, 1961)
Profondeur en cm Type de sol Dior Deck
40 34,2 58,6 100 88,0 161 ,2 200 176,0 314,0
lOO
r-------·~~0----~~~~ ..__.___,.--:. •• c:..._. -
~-''·:....' .,..--____!.• _ h=O. 3\ h=O.S\
~--- h=0.9\ • 1,0 •
h=l.S%
"
.L_ 'h=3.2%
'·' h=1.8'1. ...
SOL DECK
~ • h=2.5\
o>O
h•10,)c- h•J7,0e-10,2
Apartir de c~s ··~lations élaulies,il a ~té possible de calculer les humidités corrcspondant~s à chaque valeur de pF
Fig. 34 - Profil de pF et humidité - dessiccation en saison sèche
10,2
Pour la profondeur atteinte par la dessiccation du sol (3.5 rn en sol Dior et 4 rn en sol Deck), le volume d'eau de rétention correspondant est respectivement de 325 et 580 mm.
A ces profondeurs correspondent des valeurs de RFU de 160 mm pour les sols Dior et 300 mm pour les sols Deck, ce qui montre que les valeurs usuelles (à objectif purement agronomique 60 et 100 mm) de la RFU sont une sous estimation pour les profondeurs supérieures à 3 m.
Ainsi un profil de détermination de la teneur de la RFU, en fonction de la profondeur des différents types de sol, permettrait d'affecter à chaque frange de la zone non saturée la RFU correspondante.
On voit à quel point la notion de RFU pose encore des problèmes de discernement, notamment quand il s'agit de l'estimer pour des zones, où elle n'a pas été calculée, pour un bilan hydrique.
34
~! •' :·j
b) La notion de ruissellement
Lors d'une pluie simulée, quatre phases différentes de l'hydrogramme du débit de ruissellement en fonction du temps, ont pu être observées (CASENAVE et VALENTIN, 1989), (Fig. 3 5)
Phase d'imbibition _ Le régime transitoire _Le régime d'écoulement transitoire _La phase de vidange
~ lm r----------------------------. ·~ Rx fn
lm= Intensité maximale d'infiltration Rx = Intensité maximale de ruissellement ti = Début de ruissellement ~
• L.; -3 ~
1
. 1 :
'
li Dr Dr-------------~--------~----~l-
0 Temps (minutes) tu tf
tm = Début de l'Intensité maximale de ruissellement
tu =temps de cessation de la pluie tf =temps de cessation du ruissellement fn = intensité minimale de l'infiltration Dr = fraction du ruissellement mesurée après
la pluie
Fig. 35 - Hydrogramme théorique de ruissellement sous averse d'intensité constante
A chaque type de sol, et selon son état (cultivé ou non), correspond un coefficient de ruissellement approprié.
Au Sénégal, à notre connaissance, ce coefficient n'a pas été déterminé pour les deux types de sols qui le caractérisent. Ce qui nous a amené à choisir sa valeur pour nos terrains, parmi celles des terrains expérimentés au Sahel et qui possèdent les mêmes propriétés que ceux de 8akel (sol Dior) et celui de Matam et Podor (sol Deck), dans le calcul du bilan hydrique.
L'équation générale de la de la lame ruisselée, en mm, est de forme:
Lr = A Pu + 8 IK + C Pu IK + D
Lr: la lame ruisselée Pu: la hauteur de pluie utile IK: indice d'antécédence des pluies caractérisant la capacité d'absorption du sol A : le coefficient de ruissellement 8; C; D : des paramètres d'ajustement entre Lr, Pu,et IK
c) Coefficient d'emmaqasinement et porosité efficace
Des études et expérimentations, sur le terrain, permettent de mesurer, en place et sur un volume important les paramètres de l'emmagasinement de l'eau dans les réservoirs.
La méthode usuelle est le pompage d'essai. (Voir 1 C, sur les paramètres hydrodynamiques des aquifères).
Le coefficient d'emmagasinement, noté S, sans dimension, est le rapport du volume d'eau libéré ou emmagasiné, par unité de surface de l'aquifère (1 m2) à la variation de charge hydraulique, Dh, correspondante.
35
B ···J .. '!
Dans l'aquifère à nappe libre, ce coefficient d'emmagasinement est égal, en pratique, à la porosité efficace contrairement à celle de l'aquifère à nappe captive.
Les résultats d'interprétation des pompages d'essai dans la vallée (tableau 1) montrent des valeurs de coefficient d'emmagasinement (S), pour l'aquifère alluvial, qui varient de 1 o-3 à 1 o-5 avec une moyenne de 2. 1 04 · Ces valeurs sont caractéristiques de celles des nappes semi-captives à captives.
Quant à la zone de Bakel elle appartient au milieu cristallin plissé constitué surtout de quartzites de schistes et grès. En hydrogéologie elle correspond au milieu dit fissuré de porosité efficace (Ne) Castany G, 1982 comprise entre 1.1o-2et 15.10-2, soit en moyenne égale à 8.10-2.
2. Présentation du domaine d'application du modèle
a) Choix et description des sites
Le motif du choix des trois sites (Bakel, Matam, Podor) est lié d'une part à la répartition spatiale et d'autre part à la disponibilité des paramètres climatiques, hydrologiques et hydrogéologiques. Chaque site correspond à une zone hydrogéologique distincte.
Chaque site correspond à une zone hydrogéologique distincte:
- Bakel situé dans une zone sableuse du socle, qui a pour dimensions:15 km de large et 10 km de long soit une superficie de 150 km2.
- Matam est situé dans la vallée alluviale, et correspond au découpage Manaei-Saldé, long de 220 km et large de 15 km soit environ une surface de 3.300 km2.
- Podor correspond à un découpage rectangulaire de la vallée alluviale, de Saldé à Rosso 250 km de long sur 20 km de large environ soit une superficie de 5.000 km2.
La surface approximative de la vallée délimitée entre Manael et Rosso est d'environ 8.300 km2.
b) La structure des réservoirs
La structure des réservoirs nous est connue par les sondages récents réalisés par I'OMVS de 1986 à 1987 et par des sondages anciens de recherche d'eau mais aussi par des prospections géophysiques entreprises par ILLY (1972) et I'ORSTOM en 1991.
A Bakel le réservoir correspond à un milieu cristallin plissé constitué surtout de quartzites de schistes et de grès. En hydrogéologie il correspond au milieu dit fissuré
Dans la vallée alluviale (Matam et Podor) le réservoir est constitué à sa base par des dépôts de sables sable-argileux de la fin du secondaire au tertiaire présentant des failles (voir coupes géologiques), au dessus desquels l'on trouve les dépôts alluviaux du Quaternaire.
En surface on observe une couche argileuse ou argile-sableuse d'épaisseur qui varie de 5 à 10 m environ.
Il s'agit d'un aquifère compartimenté de structure hydrogéologique à plusieurs réservoirs , et de nature lithologique variée qui renferme une nappe unique dans la zone Matam et deux dans la zone Podor.
36
c) Les particularités de la vallée alluviale
La rapidité avec laquelle se forment les mares au cours des pluies (constat sur le terrain) et la vitesse de ruissellement des eaux de pluies qui sont la cause de fréquentes ruptures de la route nationale (destruction de ponts) montrent l'importance du ruissellement et la résistance des couches superficielles à l'infiltration.
La couche superficielle argileuse présente en saison sèche des fentes de dessiccation. En début d'hivernage l'eau de la première pluie peu atteindre les horizon plus profond en s'infiltrant à travers ces fentes, mais elle entraîne rapidement la fermeture de celles-ci suite au gonflement de l'argile.
3. Modèle de bilan hydrique calculé à partir des pluies journalières
Nous appliquons ici un modèle de bilan proposé par ALBERGEL-(1991). Ce modèle présente l'avantage d'être au pas de temps journalier.
a) Les hypothèses du modèle
Il est admis que dans une pluie, toute la partie de l'averse dont les intensités sont supérieures à la capacité d'absorption du sol donne lieu à un ruissellement. . , •.. ,., ,,,_,
Les mesures précises sur le terrain permettraient de caler une fonction de transformation (pluie lame ruisselée). Ne disposant pas de ces observations, nous avons utilisé les équations de ruissellement au sahel données par le catalogue des états de surface (CHEVALIER, 1983, SEGUIS, 1986 et ALBERGEL, 1987) et calées sur des valeurs expérimentales de simulation de pluies. Ces équations permettent d'exprimer la lame ruisselée en fonction de la hauteur de l'événement pluvieux et de la capacité d'absorption du sol. La variation de capacité d'absorption du sol , au cours de la saison des pluies sur un bassin versant sahélien, peut être caractérisée par un indice pluviométrique récurrent de la forme :
-at IKn = ( IKn-1 + Pn-1 ) e
IKn : est l'indice d'antécédence des pluies exprimant la capacité d'absorption du sol pour l'événement pluvieux n (mm)
IKn-1 : est l'indice d'antécédence des pluies exprimant la capacité d'absorption du sol pour l'événement pluvieux n-1 (mm)
a : est une constance d'ajustement caractéristique du bassin variant de 1 à 1 o Uour 1) t: est le temps exprimé en jours entre les événements pluvieux n-1 .
La hauteur moyenne de pluie, nécessaire pour l'observation d'un ruissellement donnée dans le catalogue des états de surfaces au Sahel, est de 10 mm. Valeur que nous utilisons pour notre bilan. Pour la zone Bakel (zone sableuse) est retenu le type C2: à porosité vésiculaire peu abondante ( 5 à 30 % ) ( Fig. 36 ).
Fig. 36 - Surface de type cultivé à porosité vésiculaire ( C2 ) caractéristique de zones sableuses ( Bakel )
si Pu < 10 mm, Lr = 0 si Pu > 10 mm, Lr = 0.35 Pu + 0.04 IK + 0.004 Pu IK - 3.0
37
Pour la zone Matam-Podor (zone argileuse) est retenu le type DEC de croûte à décantation (Fig.37).
Fig. 37 - Surface de type décantation couverte de croûte: (DEC) caractéristique de la vallée du Sénégal (Matam - Podor)
si Pu < 1 0 mm, Lr = 0 si Pu > 10 mm, Lr = 0.8 Pu + 0.08 IK + 0.001 Pu IK- 12
On prend l'hypothèse qu'il ne se produit qu'un seul événement pluvieux par jour de pluie et que les événements pluvieux de deux jours de pluies sont séparés de 24 heures (modèle à pas journalier)
La partie non ruisselée est acheminée vers un réservoir sol, dont la première sortie est le prélèvement occasionné par l'évapotranspiration réelle (ETR). Ce réservoir est caractérisé par sa capacité, classiquement appelée "réserve fac.ilement utilisable" (RFU).
Le niveau de remplissage de ce réservoir R est soumis à la fois à la pluie efficace (Pu -Lr), et à l'évapotranspiration potentielle. L'influence des cours d'eau n'entre pas en compte. Le niveau R est donné journellement:
R = ( Pu - Lr ) - ETP et R > = 0
Lorsque pour un événement pluvieux, R dépasse RFU, la lame d'eau (R - RFU) est considérée comme lame infiltrée et gagne alors la zone saturée.
Cette fraction peut être reprise soit par écoulement d'inféra-flux dans le lit du fleuve, soit par écoulement souterrain vers d'autres zones géologiqUes à formations plus drainantes (nappe éocène ou maastrichtienne), soit par évapotranspiration des ligneux (selon les chercheurs du CN RA de Bambey, certaines espèces du Sénégal: Acacia albida en l'occurrence, peuvent avoir des racines qui descendent jusqu'à 40 m au dessous du sol et donc avoir une incidence sur le bilan hydrogéologique).
b) Application du modèle à la vallée du fleuve Sénégal.
Le modèle est appliqué pour simuler un bilan hydrique des sols de la moyenne vallée du fleuve Sénégal sans tenir compte des apports fluviaux.
Les valeurs de la RFU introduites sont les deux valeurs retenues pour les deux types de sol (Dior et Deck) considéré comme valeurs extrêmes et auxquelles nous avons ajouté une valeur moyenne (soit trois valeurs de la RfU) pour chaque site.
Les pluies sont des observations journalières sur les différentes stations.
I'ETP a été calculée selon la méthode de Turc et la valeur utilisée dans le calcul du bilan est une moyenne journalière mensuelle de 1986 à 1992 pour les trois stations (tabl IX).
38
Quelle que soit le choix de la valeur de la RFU, l'infiltration est nulle ou négligeable aux trois stations pour les années 1987, 1990 et 1992. Au cours de ces mêmes années, on observe pourtant, des variations du niveau piézomètrique, signe d'arrivée d'eau à la nappe. Ainsi l'alimentation de la nappe pendant ces années correspondrait alors aux seuls effets des cours d'eau (fleuve et affluents) ou à celle des aménagements hydra-agricoles.
4. Modèle de bilan calculé à partir des fluctuations de la nappe.
Les fluctuations annuelles des niveaux dans les piézomètres (voir page 26} indiquent une recharge et une vidange de la nappe.
a) Hypothèses du modèle
Connaissant les caractéristiques hydrogéologiques des aquifères, l'amplitude de ces variations peut nous donner l'épaisseur de la lame d'eau correspondante (Tableau Xl). Pour simplifier les calculs, on utilisera arbitrairement l'amplitude moyenne des variations de la surface de la nappe, obtenue en faisant la moyenne entre les amplitudes maximales des piézomètres du bord du fleuve et celles des piézomètres situés près de la limite extérieure de la vallée alluviale.
Tableau Xl
Amplitudes annuelles de la fluctuation des niveaux d'eau.
Amplitude du niveau de la nappe au bord du fleuve : Hf (rn )
Bakel Ma tarn Podor Amplitude au niveau du fleuve ( rn )
Piézomètre GB997 GB982 GA234
BAKEL MAT AM PODOR
1987 0.72 1.77 0.85 1987 4.88 5.7 2.97
1988 9.22 8. 79 4.3
1988 2.30 1. 93 0.72 1989 7.27 7. 71 3.94
1990 3. 71 4.67 1. 76
1989 1.08 2.41 o. 76 1991 6.15 6.6 3.33
1990 1.78 1. 17 0.50
199 1 O. 55 1. 62 0.20
Ampl du niveau de la nappe au bord de la vallée : Hv (rn ) Amplitude moyenne de fluctuation de la nappe : Hm ( rn )
Bakel Ma tarn Podor Bakel Ma tarn Podor
Piézomètre GB771 GB99 GB895 1987 0.63 1.14 0.67
1987 O. 55 1. 04 o. 50 1988 2.945 1. 39 0.57 5
1988 3. 59 o. 85 0.43 1989 1. 77 5 1.645 O. 98
1989 2.47 o. 88 1. 20 1990 1. 13 0.91 O. 73
1990 0.48 0.65 O. 97 1991 O. 50 o. 83 O. 25
1991 0.45 0.03 O. 30
40
Soit Hf l'amplitude de fluctuation du niveau de la nappe dans les piézomètres situés au bord du fleuve, Hv l'amplitude de fluctuation du niveau de la nappe dans les piézomètres situés près de la limite extérieure de la vallée et Hm l'amplitude moyenne de la dénivelée piézométrique aux différentes stations, obtenue par différence de niveaux entre le piézomètre situé au bord du fleuve et celui situé à la limite extérieure de la vallée.
Hm = ( Hf + Hv ) 1 2
La lame d'eau correspondant à la remontée de la nappe observée dans les piézomètres (LlO) est obtenue pour la zone Bakel à partir de la porosité efficace ( Ne ) par la formule :
LlO= Ne· Hm
peur les zones Matam et Podor à partir du coefficient d'emmagasinement ( S ) par la formule
LlO= S *Hm
b) Résultats: évaluation de la lame d'eau apportée à la nappe
Durant les années d'observation (de 1987 à 1992), la lame d'eau arrivée annuellement à la nappe (Tab. Xli) est très faible dans les secteurs de Podor (0, 1 à 0,2 mm) et Matam (0,2 à 0.3mm): elle est relativement plus élevée à Bakel (40 à 235 mm).
Tableau Xli
Lame d'eau apportée à la nappe (en m).
Bakd Matam Podor
1937 0.050-1-00 o.ooo::s 0.000134
1333 0.:35600 0.000:78 0.000 1 1 5 1
1939 o. 1 ~:ooo o.ooo.: 29 0.000196
1990 0.090-1-00 0.000132 0.000146
!991 0.0-+0000 0.000165 0.000050
Le volume total de la recharge annuelle des aquifères de la moyenne vallée (!ab. Xlii) est !a somme des volumes apportés dans chaque zone (produit de la lame infiltrée par la surface zonale).
Tableau Xlii
Volume d'eau apporté à la nappe.
Année volume (m3) 1987 1 422 400
1 1988 1 1 492 400 1
1989 2 065 700 1990 1 330 600 1 9 9 1. 794 500
4 1.
5. Interprétation des résultats
Si l'on compare les résultats du calcul de l'estimation de la recharge à partir des observations piézomètriques avec ceux obtenus par le calcul de l'infiltration pluviale, on constate que pour les années 87, 90, 91, il n'y a pas eu de possibilité de recharge par les eaux de pluie, alors que l'on observe une remontée de la nappe. Cette remontée serait donc le résultat de t'alimentation par les eaux du fleuve.
Par contre, pour les années 1988 et 1989, te bilan fait à partir des pluies montre une recharge de la nappe par infiltration des eaux de pluie à Sake! et Matam. Malheureusement, les valeurs de t'épaisseur de ta lame d'eau, calculées par les deux approches, ne sont pas conciliables: 2mm contre 0,2mm.
A Bakel, même en appliquant la plus grande valeur de la RFU (160 mm), on obtient en 1988 une infiltration calculée supérieure à la lame d'eau calculée à partir des fluctuations piézomètriques observées. Ce qui pourrait correspondre à une sous-esti_mation de cette RFU.
A Podor, quelque soit le choix de la valeur de la RFU,· aucune infiltration d'eau de pluie n'a atteint la nappe de 1987 à 1991.
Tout ceci montre la fragilité des méthodes de bilans trop simplifiées,utilisant des paramètres difficilement maîtrisables dans des systèmes trop hétérogènes.
CONCLUSIONS
Les eaux du fleuve sont la principale source d'alimentation des nappes, mais les échanges direct fleuve 1 nappes ne se font que dans une frange très limitée, en bordure du fleuve. L'influence des eaux de surface est considérablement élargie par la présence de bras, marigots, canaux, zones inondées et parcelles irriguées.
L'alimentation de la nappe à partir du fleuve, est la plus forte dans la région de Matam 1 Kaedi. Elle diminue vers l'aval de la vallée, ceci semble confirmer le colmatage progressif du fond du lit du fleuve lié au dépôt d'éléments fins.
La présence de formations argileuses superficielles dans la vallée augmente le ruissellement des eaux de pluies et peut aussi constituer un écran à l'infiltration directe des eaux vers la nappe.
L'essentiel de l'alimentation de la nappe alluviale transite par le fleuve, ses affluents et ses tributaires, mais il faut aussi prendre en compte l'apport non négligeable des bordures externes de la vallée, qui sont le plus souvent sableuses.
Les pluies, peu abondantes sur la basse et moyenne vallée sont d'un apport très limité.
L'évapotranspiration et l'évaporation sont les principaux agents de la décharge des nappes alluviales.
L'écoulement vers le fleuve pour le soutien de son débit d'étiage est très limité. D'autant plus que le niveau d'étiage du fleuve remonte d'année en année depuis sa régulation par la mise en service des barrages. Cette situation nouvelle engendrée par les barrages de Manantali et de Diama est abordée au chapitre VIII.
Jean-Luc SAOS, Amadou DIAGANA, Jean-Pierre THIEBAUX (Novembre 1993)
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