THESE
Pour l'obtention du Grade de
Docteur de l'Université de Poitiers
Faculté des sciences fondamentales et appliquées
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SOMMAIRE
SOMMAIRE..........................................................................................................
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2.3.2. BILAN DES CONNAISSANCES GEOLOGIQUES SUR L’AQUIFERE .............. 33
2.3.2.1. Les formations volcaniques............
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CHAPITRE 4 : CARACTERISATION HYDRODYNAMIQUE DE
L’AQUIFERE DE DJIBOUTI......................................................
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5.8. ANALYSES STATISTIQUES DES DONNEES CHIMIQUES ............................... 144
5.8.1. PRINCIPES DES ANALYSES FACTO...
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LISTE DES FIGURES
Figure 1-1 : Les différents mécanismes de recharge en région (semi-)aride (Lerner 1997).... 20
Figure ...
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Figure 4-1 : Schéma de principe d’un choc hydraulique ......................................................... 83
Figur...
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Figure 5-18 : Projection des variables sur l’axe (F1xF2), résultats de l’analyse des
correspondances. .....................
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REMERCIEMENTS
Ce travail de thèse a été l’occasion d’un développement professionnel et personnel au contact
des personne...
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Je remercie l’ensemble des personnels du CERD, qui contribue à maintenir une atmosphère
sereine et studieuse, propice à...
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INTRODUCTION GENERALE
I. LE PROGRAMME MAWARI
La région de la Corne de l’Afrique est le lieu d’une activité géodynamique...
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Ce projet est axé sur les besoins c'est-à-dire que les projets de recherche choisis doivent
contribuer à résoudre des p...
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concernant en particulier l'alimentation en eau potable de la ville de Djibouti qui regroupe
près de 65% de la populati...
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Pour arriver à ce résultat une approche multidisciplinaire a été adoptée. Un travail de thèse a
été poursuivi sur l’asp...
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CHAPITRE 1. HYDROGEOLOGIE DES MILIEUX
VOLCANIQUES : REVUE DE LA LITTERATURE
1.1. INTRODUCTION
L’aquifère basaltique de ...
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et/ou fissures secondaires participant à la dislocation de la roche. Une perméabilité verticale et
horizontale, ainsi q...
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structure et le fonctionnement hydrogéologique, de cet empilement de formations
volcaniques, à dominante lavique, d'une...
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1.4. LES AQUIFERES EN MILIEU ARIDE A SEMI- ARIDE
La zone d’étude est localisée en région aride à semi-aride. Le climat ...
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L’imagerie satellite est une technique prometteuse pour l’estimation instantanée de
l’évapotranspiration à l’échelle gl...
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1.4.2.3. Mécanismes de recharge
Les trois principaux mécanismes de recharge ont été définis par Lerner et al. (1990). L...
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1.4.2.4. Processus intervenant sur la recharge
En plus des phénomènes de reprise par l’évapotranspiration et de rétenti...
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fracturées constituent les meilleures voies d’accès de la pluie vers la nappe (Gale et Dillon,
2006).
1.4.2.5. Méthodes...
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apparentes. Cette différence est due au fait que cette dernière prend en compte un volume plus
important comparé aux me...
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par la montée générale des niveaux piézométriques, malgré la diminution de la pluviométrie
observée durant les 30 derni...
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eaux se matérialise sous la forme d’une interface définie par un gradient de densité
conceptualisé en premier par Ghybe...
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eaux salées fossiles sont caractérisées par l’absence de tritium et la faible activité de 14C.
D’un autre coté les aqui...
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CHAPITRE 2 : BILAN DES CONNAISSANCES (GEOLOGIE,
GEOPHYSIQUE, GEOCHIMIE, MODELISATION) SUR
L’AQUIFERE DE DJIBOUTI
2.1. I...
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à l'Ouest (Goubbet). Cette description morphologique est tirée de la carte géologique de la
République de Djibouti (VEL...
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facteurs climatiques. Les formations sédimentaires sont moins répandues en surface que les
roches volcaniques. On les t...
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quelques dizaines à quelques centaines de mètres et leur longueur peut dépasser plusieurs
dizaines de kilomètres. L'épa...
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2.2.4. PROBLEMATIQUE DE L’EAU
2.2.4.1. Situation climatique
Le climat est tropical aride sur l'ensemble du territoire. ...
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Figure 2-3 : Répartition de la consommation en eau en RDD
2.3. ETAT DES CONNAISSANCES SUR L’AQUIFERE
BASALTIQUE DE DJIB...
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l’ONEAD sur la base du recensement de la population de 1991. Les besoins de la ville en
2005 étaient de 16 Millions de ...
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fortement enrichie en terres rares légères. Cette série est née de la fusion partielle du manteau
profond enrichi ayant...
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Une récente étude de Daoud (2008) réalisée dans le cadre de sa thèse de doctorat a montré
dans le forage de pk20-2, par...
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  1. 1. THESE Pour l'obtention du Grade de Docteur de l'Université de Poitiers Faculté des sciences fondamentales et appliquées (Diplôme national - arrêté du 7 août 2006) Ecole doctorale: Ingénierie, Chimie, Biologie, Géologie Secteur de recherche : Terres solides et enveloppe superficielle SPECIALITE : HYDROGEOLOGIE Présentée par: Abdourahman HOUMED-GABA ******************************* HYDROGEOLOGIE DES MILIEUX VOLCANIQUES SOUS CLIMAT ARIDE. CARACTERISATION SUR SITE EXPERIMENTAL ET MODELISATION NUMERIQUE DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI (CORNE DE L’AFRIQUE). **************************** Directeur de thèse: Moumtaz RAZACK Co-directeur de thèse: Mohamed JALLUDIN Soutenue le 16 Avril 2009 Devant la commission d'examen JURY Yves TRAVI Professeur, Université d’Avignon Président Jean Pierre FAILLAT Professeur, Université de Brest Rapporteur Christian LEDUC Directeur de recherches, IRD, Montpellier Rapporteur Joël ROLET Président du CIFEG, Orléans Examinateur Moumtaz RAZACK Professeur, Université de Poitiers Examinateur Mohamed JALLUDIN Directeur général du CERD, Djibouti Examinateur
  2. 2. 2 SOMMAIRE SOMMAIRE............................................................................................................................. 2 LISTE DES FIGURES............................................................................................................. 6 LISTE DES TABLEAUX........................................................................................................ 8 REMERCIEMENTS................................................................................................................ 9 INTRODUCTION GENERALE .....................................................................11 I. LE PROGRAMME MAWARI ......................................................................................... 11 II. LE PROJET DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI................................ 12 II.1. CONTEXTE ................................................................................................................. 12 II.2. OBJECTIFS ET APPROCHES.................................................................................... 13 III. STRUCTURATION DE LA THESE............................................................................. 14 CHAPITRE 1. HYDROGEOLOGIE DES MILIEUX VOLCANIQUES : REVUE DE LA LITTERATURE............................................................15 1.1. INTRODUCTION........................................................................................................... 15 1.2. L’AQUIFERE VOLCANIQUE ..................................................................................... 15 1.3. LE MILIEU FRACTURE .............................................................................................. 17 1.4. LES AQUIFERES EN MILIEU ARIDE A SEMI- ARIDE ........................................ 18 1.4.1. L’EVAPOTRANSPIRATION EN MILIEU SEMI-ARIDE...................................... 18 1.4.2. LA RECHARGE EN MILIEU SEMI-ARIDE........................................................... 19 1.4.2.1. Introduction......................................................................................................... 19 1.4.2.2. Définition ............................................................................................................ 19 1.4.2.3. Mécanismes de recharge ..................................................................................... 20 1.4.2.4. Processus intervenant sur la recharge.................................................................. 21 1.4.2.5. Méthodes d’estimation de la recharge................................................................. 22 1.4.2.6. Exemple d’estimation de la recharge à travers le monde.................................... 22 1.5. LES AQUIFERES COTIERS : LES INTRUSIONS MARINES ............................... 24 1.6. CONCLUSION................................................................................................................ 26 CHAPITRE 2 : BILAN DES CONNAISSANCES (GEOLOGIE, GEOPHYSIQUE, GEOCHIMIE, MODELISATION) SUR L’AQUIFERE DE DJIBOUTI.................................................................27 2.1. INTRODUCTION........................................................................................................... 27 2.2. PRESENTATION GENERALE DE LA REPUBLIQUE DE DJIBOUTI ................ 27 2.2.1. LES GRANDS ENSEMBLES TOPOGRAPHIQUES .............................................. 27 2.2.2. LES FORMATIONS GÉOLOGIQUES..................................................................... 28 2.2.3. LES PRINCIPAUX SYSTEMES AQUIFERES ....................................................... 29 2.2.4. PROBLEMATIQUE DE L’EAU............................................................................... 31 2.2.4.1. Situation climatique............................................................................................. 31 2.2.4.2. Approvisionnement en eau des populations........................................................ 31 2.3. ETAT DES CONNAISSANCES SUR L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI ......................................................................................................................................... 32 2.3.1. HISTORIQUE DE LA PRODUCTION EN EAU..................................................... 32
  3. 3. 3 2.3.2. BILAN DES CONNAISSANCES GEOLOGIQUES SUR L’AQUIFERE .............. 33 2.3.2.1. Les formations volcaniques................................................................................ 33 2.3.2.2. La plaine littorale ................................................................................................ 36 2.3.3. BILAN DES PROSPECTIONS GEOPHYSIQUES DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI............................................................................................................................ 38 2.3.4. BILAN DES ETUDES GEOCHIMIQUES DES EAUX DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI............................................................................................................................ 41 2.3.5. BILAN HYDROLOGIQUE ET RECHARGE .......................................................... 41 2.3.6. CARACTERISTIQUES HYDRODYNAMIQUES DES FORMATIONS VOLCANIQUES ................................................................................................................. 44 2.3.7. INTRUSION MARINE.............................................................................................. 45 2.3.8. TRAVAUX ANTERIEURS DE MODELISATIONS MATHEMATIQUES........... 47 2.4. CONCLUSION................................................................................................................ 50 CHAPITRE 3 : LE SITE EXPERIMENTAL HYDROGEOLOGIQUE D’ATAR......................................................................................................51 3.1. INTRODUCTION........................................................................................................... 51 3.2. LES SITES EXPERIMENTAUX EN MILIEUX FRACTURES ............................... 51 3.3. LOCALISATION DU SEH............................................................................................ 54 3.4. MISE EN PLACE DES FORAGES DU SITE EXPERIMENTAL............................ 56 3.4.1. FORAGES DE GRAND DIAMETRE ...................................................................... 57 3.4.2. FORAGES DE PETIT DIAMETRE.......................................................................... 58 3.5. GEOLOGIE DU SITE : RESULTAT DE LA FORATION ET LOGS LITHOLOGIQUES ...................................................................................................... 58 3.6. INSTRUMENTS HYDROGEOLOGIQUES DU SITE EXPERIMENTAL............. 61 3.6.1. INSTALLATION DES EQUIPEMENTS ................................................................. 61 3.6.1.1. Sonde de pression MDS-Dipper II...................................................................... 61 3.6.1.2. Pluviomètre RG 50.............................................................................................. 62 3.6.1.3. Sonde radar SEBAPULS..................................................................................... 62 3.6.1.4. Sonde digitale multiparamétrique MPS-D .......................................................... 62 3.6.1.5. Sonde de Qualité KLL-Q .................................................................................... 62 3.6.2. DONNEES COLLECTEES ....................................................................................... 62 3.6.2.1. Enregistrements de la précipitation.................................................................... 63 3.6.2.2. Enregistrements des crues de l’oued Atar........................................................... 64 3.6.2.3. Variation de la piézométrie sans crue de l’oued Atar et sans pompage sur le SEH. Suivi sur les forages AM1, AM4, et le piézomètre AMP3..................................... 65 3.6.2.4. Analyse de l’impact d’une crue sur la nappe : suivi sur le SEH ......................... 66 3.6.2.5. Suivi de la nappe en condition de perturbations : Pompages et slug-tests sur le SEH .................................................................................................................................. 70 3.6.3. LOGS DE CONDUCTIVITE ET DE TEMPERATURE REALISES SUR LES FORAGES ET PIEZOMETRES DU SEH .......................................................................... 70 3.6.4. ENREGISTREMENTS PHYSICO-CHIMIQUES DES SONDES MULTIPARAMETRES....................................................................................................... 74 3.6.5. VARIATIONS PIEZOMETRIQUES ET ECOULEMENTS DANS L’OUED ATAR DURANT 2.5 ANS. ............................................................................................................. 77 3.7. CONCLUSION................................................................................................................ 79
  4. 4. 4 CHAPITRE 4 : CARACTERISATION HYDRODYNAMIQUE DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI.................................................................80 4.1. INTRODUCTION........................................................................................................... 80 4.2. POMPAGES ET CHOCS HYDRAULIQUES EN MILIEU VOLCANIQUE: REVUE DE LA LITTERATURE................................................................................ 80 4.3. POMPAGES ET CHOCS HYDRAULIQUES CONDUITS SUR LE SEH............... 83 4.3.1. SLUG-TESTS SUR LES PIEZOMETRES DU SEH................................................ 83 4.3.2. POMPAGES PAR PALIERS DE DEBIT ................................................................. 85 4.3.3. POMPAGES DE LONGUE DUREE ........................................................................ 87 4.3.3.1. Pompage sur AM3............................................................................................... 87 4.3.3.2. Pompage sur AM2............................................................................................... 87 4.3.3.3. Pompage sur AM5............................................................................................... 88 4.4. INTERPRETATIONS DES ESSAIS HYDRAULIQUES DU SEH ........................... 89 4.4.1. LES SLUG-TESTS .................................................................................................... 89 4.4.1.1. Présentation des données des slug-tests .............................................................. 89 4.4.1.2. Méthodes d’interprétation des slug-tests............................................................. 91 4.4.1.3. Résultats .............................................................................................................. 91 4.4.2. ESSAIS PAR POMPAGE EN PALIERS DE DEBIT............................................... 93 4.4.3. ESSAIS PAR POMPAGE DE LONGUE DUREE A DEBIT CONSTANT............. 94 4.4.3.1. Présentation des données..................................................................................... 94 4.4.3.2. Analyse des données piézométriques du SEH durant le pompage sur AM2 ...... 97 4.4.3.3. Les méthodes d’interprétation des essais par pompages................................... 100 4.4.3.4. Ajustements et résultats de l’interprétation des essais hydrauliques................. 101 4.5. CONCLUSION.............................................................................................................. 119 CHAPITRE 5 : ETUDE PHYSICOCHIMIQUE ET ISOTOPIQUE DU SEH ET DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI.........................................120 5.1. INTRODUCTION......................................................................................................... 120 5.2. PROFILS DE CONDUCTIVITE ET DE TEMPERATURE SUR LES FORAGES DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI ............................................................................ 120 5.3. METHODOLOGIES ANALYTIQUES...................................................................... 124 5.4. PRESENTATION DES DONNEES ............................................................................ 127 5.5. FACIES CHIMIQUES DE LA NAPPE DE DJIBOUTI ........................................... 128 5.6. ETUDE DE LA MINERALISATION......................................................................... 129 5.6.1. LES PARAMETRES PHYSICO-CHIMIQUES...................................................... 129 5.6.1.1. La température................................................................................................... 131 5.6.1.2. Le pH................................................................................................................. 131 5.6.1.3. La conductivité électrique ................................................................................. 131 5.6.2. LES ELEMENTS MINERAUX .............................................................................. 132 5.6.2.1. Les chlorures (Cl-) ............................................................................................ 132 5.6.2.2. Les bicarbonates (HCO3-) ................................................................................ 133 5.6.2.3. Les sulfates (SO42-).......................................................................................... 133 5.6.2.4. Les nitrates (NO3-)............................................................................................ 133 5.6.2.5. Le sodium (Na+) ............................................................................................... 134 5.6.2.5. Le potassium (K+)............................................................................................. 134 5.6.2.6. Le calcium (Ca2+)............................................................................................. 134 5.6.2.7. Le magnésium (Mg2+)...................................................................................... 134 5.6.2.8. Les éléments mineurs........................................................................................ 134 5.6.3. LES RAPPORTS CARACTERISTIQUES ............................................................. 135 5.7. INTERPRETATION DES DONNEES ISOTOPIQUES........................................... 141
  5. 5. 5 5.8. ANALYSES STATISTIQUES DES DONNEES CHIMIQUES ............................... 144 5.8.1. PRINCIPES DES ANALYSES FACTORIELLES ................................................ 144 5.8.2. ANALYSES EN COMPOSANTES PRINCIPALES (ACP)................................... 145 5.8.3. ANALYSES FACTORIELLES DES CORRESPONDANCES (AFC) .................. 149 5.9. DISCUSSIONS SUR LE FONCTIONNEMENT DE L’AQUIFERE ...................... 152 CHAPITRE 6 : MODELISATION NUMERIQUE DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI..............................................................155 6.1. INTRODUCTION......................................................................................................... 155 6.2. SYNTHESE SUR L’APPORT DU PROJET MAWARI DANS LA GEOMETRIE DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI ................................................. 155 6.2.1. L’ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE .................................................. 155 6.2.2. L’ETUDE GEOPHYSIQUE.................................................................................... 156 6.2.3. CONTRIBUTION A LA CONCEPTION DU MODELE DE L’AQUIFERE........ 158 6.3. MODELE CONCEPTUEL DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI.... 158 6.4. MODELISATION NUMERIQUE : DEFINITIONS ET APPROCHES................. 162 6.4.1. DEFINITIONS......................................................................................................... 162 6.4.2. APPROCHES DE MODELISATION ..................................................................... 163 6.5. ELABORATION D’UN MODELE D’ECOULEMENT EN REGIME PERMANENT ............................................................................................................. 164 6.6. CONCLUSION.............................................................................................................. 181 CONCLUSION GENERALE ........................................................................182 BIBLIOGRAPHIE............................................................................................................... 184 ANNEXES............................................................................................................................. 201
  6. 6. 6 LISTE DES FIGURES Figure 1-1 : Les différents mécanismes de recharge en région (semi-)aride (Lerner 1997).... 20 Figure 2-1 : Localisation géographique de la République de Djibouti .................................... 28 Figure 2-2 : Cartes simplifiées de la géologie et des principaux systèmes aquifères de la RDD .................................................................................................................................................. 29 Figure 2-3 : Répartition de la consommation en eau en RDD ................................................. 32 Figure 2-4 : Evolution de l’exploitation de l’aquifère de Djibouti (ONEAD, Dir Eau, CERD) .................................................................................................................................................. 33 Figure 2-5 : Carte géologique autour du Golfe de Tadjourah (d’après Daoud, 2008)............. 34 Figure 2-6 : Logs stratigraphiques des forages du pK20 (d’après Daoud, 2008). ................... 35 Figure 2-7 : Carte de fracturation d’après Vincent (1990)....................................................... 36 Figure 2-8 : Coupes stratigraphiques et profil hydrogéologique dans la plaine littorale. ........ 38 Figure 2-9 : Carte des résistances transversales de l’aquifère de Djibouti............................... 40 Figure 2-10. Position des forages étalons utilisés pour l’interprétation des modèles de résistivité. ................................................................................................................................. 40 Figure 2-11 : Schéma de distribution de l'eau de précipitation : exemple du bassin versant de l'oued Ambouli (chiffres en million de m3/an) (données CHA, 1982).................................... 44 Figure 2-12 : Evolution de la conductivité électrique selon une coupe amont/aval (d’après Bouh 2006)............................................................................................................................... 45 Figure 2-13 : Distribution des puits le long du lit de l’oued Atar au niveau de la plaine littorale .................................................................................................................................................. 46 Figure 2-14 : Domaine de modélisation et conditions aux limites (modèle de Brunke, 1993) 49 Figure 2-15 : Domaine de modélisation et conditions aux limites (modèle de Jalludin, 1993)50 Figure 3-1 : Carte géologique de la région de Djibouti (d’après Daoud, 2008). ..................... 55 Figure 3-2 : Vue panoramique du site expérimental hydrogéologique d’Atar......................... 55 Figure 3-3 : Carte de positionnement des forages et des instruments du SEHA ..................... 56 Figure 3-4 : Vue 3D en direction du Nord-Est des forages AM et piézomètres AMP du SEHA .................................................................................................................................................. 57 Figure 3-5 : Cuttings (1, 6) et carottes (2) de basaltes fissurés (4) avec différentes proportions de vacuoles (3, 5) et de conglomérats (7) recueillies sur les forages et les piézomètres du SEHA ....................................................................................................................................... 59 Figure 3-6 : Coupes lithologiques et techniques des forages et piézomètres du SEHA .......... 60 Figure 3-7 : Sonde de pression (Dipper) (1), Sonde de qualité (KLL-Q) (2), Pluviomètre (3), Sonde multiparamétrique (4) et Limnimètre Radar (5)........................................................... 63 Figure 3-8A : Répartition mensuelle de la pluie durant l’année 2006-2007............................ 64 Figure 3-8B : Répartition journalière de la pluie durant l’année 2006-2007........................... 64 Figure 3-9 : Hauteurs des crues sur l’oued Atar et précipitations sur le bassin versant........... 65 Figure 3-10 : Suivi piézométrique sur le SEH ......................................................................... 66 Figure 3-11 : Crue de l’oued Atar et impact sur la piézométrie sur le SEHA ......................... 67 Figure 3-12 : Crue de l’oued Atar et analyses des réactions sur 4 puits du SEHA.................. 69 Figure 3-13 : Succession de plusieurs crues et impact sur le forage AM3 du SEH................. 70 Figure 3-14 : Profils des conductivités électriques des forages et piézomètres du SEHA....... 72 Figure 3-15 : Profils des températures des forages et piézomètres du SEHA.......................... 73 Figure 3-16 : Paramètres physico-chimiques sur le forage AM4............................................. 75 Figure 3-17 : Paramètres physico-chimiques sur le forage AM2............................................. 76 Figure 3-18 : Suivi de l’oued Atar et de la piézométrie sur le SEHA durant 2 ans et demi. ... 78
  7. 7. 7 Figure 4-1 : Schéma de principe d’un choc hydraulique ......................................................... 83 Figure 4-2 : Relaxation de la charge hydraulique en réponse à un slug test sur le piézomètre AMP2 ....................................................................................................................................... 84 Figure 4-3 : Evolution du rabattement en fonction des débits de pompage lors d’essais par paliers sur les forages AM1, AM2, AM3, AM4 et AM5......................................................... 86 Figure 4-4 : Evolution du rabattement lors d’un pompage par paliers de débit sur AM2 et AM5 ......................................................................................................................................... 86 Figure 4-5 : Variation du rabattement et du débit durant le pompage longue durée sur le forage AM3 .............................................................................................................................. 87 Figure 4-6 : Courbe de pompage de longue durée sur AM2.................................................... 88 Figure 4-7 : Courbe de pompage de longue durée sur AM5.................................................... 88 Figure 4-8 : Coupes techniques des piézomètres utilisés pour les slug-tests........................... 90 Figure 4-9 : Réponses aux slug-tests répétés dans les mêmes conditions sur 4 piézomètres du SEH. ......................................................................................................................................... 90 Figure 4-10 : Résultat du calage du slug test sur le piézomètre AMP5 par la méthode de Hvorslev (1951)........................................................................................................................ 92 Figure 4-11 : Plan de position des piézomètres testés.............................................................. 93 Figure 4-12 : Courbes caractéristiques des forages AM2, AM3 et AM5. ............................... 93 Figure 4-13 : Coupes techniques des forages AM2, AM3 et AM5.......................................... 95 Figure 4-14 : Plan de position des forages et piézomètres suivis durant le pompage sur AM2 .................................................................................................................................................. 96 Figure 4-15 : Evolution combinée des rabattements et des débits de pompage sur le forage AM2 ......................................................................................................................................... 96 Figure 4-16 : Evolution de la nappe durant le pompage sur AM2. Diagrammes bilogs des rabattements (m) en fonction du temps (sec). .......................................................................... 99 Figure 4-17 : Suivi du rabattement sur AMP4 manuellement (triangle) et à la sonde de pression (rond).......................................................................................................................... 99 Figure 5-1 : Localisation des forages sondés pour la conductivité et la température ............ 121 Figure 5-2 : Deux types de profils de conductivités sur l’aquifère. Exemples des forages Pk20- 9, Midgaoune2 et RG2. .......................................................................................................... 123 Figure 5-3 : Trois types de profils de température sur l’aquifère. Exemples des forages Awrlofoul3, Pk20-9 et RG2. ................................................................................................. 124 Figure 5-4 : Faciès chimiques des eaux de l’aquifère de Djibouti, diagramme Piper............ 128 Figure 5-5 : Signatures chimiques des eaux de l’aquifère de Djibouti, diagramme Shoeller- Berkallof................................................................................................................................. 129 Figure 5-6 : Evolution de la conductivité électrique en fonction des teneurs en chlorures ... 136 Figure 5-7 : Rapports caractéristiques Na/Cl. ........................................................................ 136 Figure 5-8 : Rapports caractéristiques Ca/Cl ......................................................................... 137 Figure 5-9 : Diagramme de corrélation des Cl- avec K+ , Mg2+ , HCO3- et SO42- .................. 138 Figure 5-10 : Evolution de Br- en fonction de Cl- ................................................................. 139 Figure 5-11 : Relation entre Br/Cl et Cl-................................................................................ 139 Figure 5-12 : Rapports caractéristiques (Na+K)/Cl, SO4/Cl, Ca/Cl et Mg/Cl en fonction de Cl- ................................................................................................................................................ 140 Figure 5-13 : Evolution de 18 O en fonction de Cl- ................................................................. 142 Figure 5-14 : Evolution 2 H en fonction de Cl- ...................................................................... 142 Figure 5-15 : Evolution des teneurs en 2 H en fonction de 18 O............................................... 143 Figure 5-16 A et B : Projection des variables sur le plan factoriel (1x2) ‘A’ et le plan factoriel (1x3) ‘B’................................................................................................................................. 148 Figure 5-17 : Projection des individus sur plan factoriel (1x2).............................................. 148
  8. 8. 8 Figure 5-18 : Projection des variables sur l’axe (F1xF2), résultats de l’analyse des correspondances. .................................................................................................................... 150 Figure 5-19 : Projection des variables et des échantillons sur le plan factoriel (1x2)............ 151 Figure 5-20 : Projection des variables et des échantillons sur le plan factoriel (1x3)............ 152 Figure 6-1 : Ancienne cartographie des formations géologiques de l’aquifère de Djibouti (d’après Gasse et al., 1985) .................................................................................................... 156 Figure 6-2 : Plan de position des panneaux et modèle 2D sur le panneau P4 (Magarreh, 2008) ................................................................................................................................................ 157 Figure 6-3 : plan de position des sondages MT et modèle 3D de 50-125m de profondeur (Magarreh, 2008). NB : les points représentent les 18 sondages MT .................................... 157 Figure 6-4 : Carte de positionnement des sondages électriques (CGG, 1987) ...................... 159 Figure 6-5 : Schéma interprétatif de base des horizons électriques de l’aquifère (CGG, 1987) ................................................................................................................................................ 159 Figure 6-6 : Modèle schématique de la structure de l’aquifère basaltique de Djibouti.......... 160 Figure 6-7 : Schéma descriptif de l’aquifère basaltique de Djibouti...................................... 161 Figure 6-8 : Approches de modélisation de l’écoulement d’un milieu fracturé (Bodin, 2001) ................................................................................................................................................ 164 LISTE DES TABLEAUX Tableau 3-1 : Coordonnées géographiques des forages et piézomètres du SEHA .................. 59 Tableau 4-1 : Conductivités hydrauliques (K, m/s) déterminées à partir des slug-tests avec les méthodes de Bouwer & Rice (1976) et Hvorslev (1951)......................................................... 92 Tableau 4-2 : Coefficients de perte de charge linéaire B et quadratique C sur le SEH ........... 94 Tableau 4-3 : Délais et amplitudes de la réaction des piézomètres au pompage sur AM2...... 97 Tableau 5-1 : Coordonnées et profondeurs des forages sondés. ............................................ 121 Tableau 5-2 : Evolution de la conductivité et de la température dans les forages en fonction de la profondeur .......................................................................................................................... 122 Tableau 5-3 : Prélèvements effectués sur les forages et piézomètres du SEH....................... 125 Tableau 5-4 : Résultats des analyses chimiques en méq/l des eaux de l’aquifère basaltique de Djibouti................................................................................................................................... 130 Tableau 5-5 : Présentation statistique des paramètres physico-chimiques ............................ 132 Tableau 5-6 : Statistiques élémentaires sur les principaux composés chimiques .................. 133 Tableau 5-7 : Table des données (mg/l) utilisées pour les analyses statistiques ACP et AFC. ................................................................................................................................................ 146 Tableau 5-8 : Représentativité des axes factoriels. ................................................................ 147 Tableau 5-9 : Matrice de corrélation des éléments chimiques sous ACP. ............................. 147 Tableau 5-10 : Pourcentages de variances expliquées par les axes factoriels principaux retenus pour l’AFC ............................................................................................................................. 149
  9. 9. 9 REMERCIEMENTS Ce travail de thèse a été l’occasion d’un développement professionnel et personnel au contact des personnes de grande valeur. Ce projet a vu le jour grâce au financement du Ministère Français des Affaires Etrangères et Européennes, dans le cadre du programme Mawari. Mes premiers remerciements vont tout naturellement à la France, pour le support et l’accueil chaleureux dont j’ai bénéficié. Au CIFEG, gestionnaire de Mawari, pour la compréhension et la réactivité particulièrement appréciable de son Directeur François Pinard et son joker Sylvie Orlyk. A HYDRASA, mon laboratoire d’accueil à l’université de Poitiers, animé par une équipe solidaire et attachante que j’ai eu le plaisir d’intégrer. A mon directeur de recherche Moumtaz Razack, professeur à l’université de Poitiers, pour son encadrement efficace et généreux. Son investissement total dans ce travail a été pour moi une source de motivation. Sous sa direction j’ai appris à conduire un projet scientifique et à la vulgariser par des publications. A mon co-directeur de thèse, le docteur Jalludin Mohamed, directeur général du CERD, pour m’avoir proposé un sujet aussi passionnant et important pour la ville de Djibouti. Il est une référence sur l’hydrogéologie de Djibouti et son intervention dans la réflexion et la conduite des travaux de recherche a été primordiale. A Yves Travi, professeur à l’université d’Avignon, pour son éclairage sur la chimie des eaux à la faveur de nos nombreuses discussions à Djibouti et en France. J’adresse mes remerciements aux membres du jury qui ont bien voulu accepter de juger mon travail. Ce travail comprend une grande partie « terrain » ayant abouti à la mise en place d’un site expérimental, avec l’aide de l’équipe de foreurs du Génie Rural de Djibouti dirigée par Ahmed Hassan et de l’équipe de foreurs du CERD, Djama et Aden. Le regretté collègue Abdourahman Gaffaneh, hydrogéologue de très grandes qualités, a dirigé, au début, cette équipe de terrain. Le SEH porte ta signature et ta mémoire sera toujours présente parmi nous. Les travaux de terrain ont été rendus possible grâce à la participation des techniciens dynamiques et prometteurs, Osman, Said, Abdillahi, Rachid et Abdi, facilités par l’agent comptable hors pair que nous avons la chance d’avoir au CERD, Ali Abdillahi sans oublier Mahmoud Osman, l’administrateur Adjoint du CERD pour sa disponibilité et sa promptitude à retirer, des douanes, les instruments commandés à l’étranger. La contribution des hydrogéologues de l’Onead, et de la direction de l’Eau, Gamal-Eldin Houssein, Ahmed Salem, Kamil Daoud et Said Kaireh, par l’apport des données et des idées a été très appréciée. Je tiens à remercier mes collègues chercheurs du CERD, Bouh, un ami très cher et un géochimiste accompli, Daoud, qui vient de corriger la carte géologique de ma zone d’étude, Magarreh, qui poursuit son investigation géophysique sur l’aquifère de Djibouti.
  10. 10. 10 Je remercie l’ensemble des personnels du CERD, qui contribue à maintenir une atmosphère sereine et studieuse, propice à la recherche scientifique. Je suis ravi de la solidarité et de l’estime qui règne au sein du centre. Notre histoire commune a commencé il y a longtemps. Constamment, vous m’avez porté et supporté dans mes études et dans la vie tout cours. Merci d’exister, ma chère grande famille. Oumalker, ma tendre épouse, ma petite Aicha, vous avez été mon inspiration et ma motivation.
  11. 11. 11 INTRODUCTION GENERALE I. LE PROGRAMME MAWARI La région de la Corne de l’Afrique est le lieu d’une activité géodynamique intense. Le rift est- africain, témoin de cette dynamique, dessine un paysage mouvementé, formé de montagnes volcaniques et de dépressions topographiques. Des systèmes hydrogéologiques complexes se sont constitués dans le rift. De nombreux lacs se retrouvent le long du rift. Certains sont salés comme le lac Asal à Djibouti ou le lac Nakuru au Kenya, d’autres sont doux comme le lac Awassa en Ethiopie ou le lac Victoria, le plus grand lac de l’Afrique. La raréfaction de l’eau dans nombre de pays de l’Afrique de l’Est, la qualité souvent médiocre de la ressource et les perspectives préoccupantes liées à la démographie et l’urbanisation croissance ont été à l’origine des réflexions qui ont conduit à l’élaboration du projet Mawari. Le programme MAWARI (Gestion durable des ressources en eau dans le système du rift est- africain ; Sustainable Management of Water Resources in the East-African Rift System) est un projet régional englobant l’Ethiopie, le Kenya et Djibouti, géré par le CIFEG (Centre International pour la Formation et les Echanges en Géosciences) et financé par le Ministère des Affaires Etrangères et Européennes français (MAEE) dans le cadre de la coopération scientifique sur le fonds de solidarité prioritaire (FSP). L’objectif global de ce projet de quatre années (2006-2009) est d’initier et de consolider la coopération scientifique régionale entre les trois pays concernés autour d’une thématique scientifique commune aux trois pays impliqués. Ces trois pays partagent les mêmes ressources contrôlées par un système régional unique, le Rift est-africain. Il s’agit d’apporter des réponses sur le fonctionnement hydrogéologique des aquifères dans les milieux volcaniques fissurés associés au contexte de l’ouverture du rift est-africain. La création d’un réseau est- africain d’organismes de recherches en Sciences de la Terre fait partie de l’objectif du projet Mawari. Ce projet associe des capacités de recherche dans le domaine des ressources en eaux souterraines de Djibouti, de l’Ethiopie, du Kenya et de la France. Le renforcement des compétences scientifiques est assuré, dans le cadre du volet formation, par le projet MAWARI qui finance les recherches des étudiants en Mastère des universités africaines partenaires et les thèses de doctorat de sept chercheurs, issus des trois pays est-africains, accueillis dans les universités de Poitiers, d’Avignon et de Brest.
  12. 12. 12 Ce projet est axé sur les besoins c'est-à-dire que les projets de recherche choisis doivent contribuer à résoudre des problèmes locaux et peuvent exiger une approche multidisciplinaire. Au Kenya, l’objectif du projet vise ainsi la conception de méthodologies permettant de caractériser la vulnérabilité des ressources en eau de ces systèmes volcaniques aux contaminations émanant des activités anthropiques, et en corollaire, à aider les gestionnaires à prendre les mesures de protection adéquates. Ces études de vulnérabilité des eaux souterraines à la pollution ont été conduites par l’Université de Nairobi et l’Université Kenyatta. En Ethiopie, le premier projet vise à améliorer les connaissances sur le fonctionnement hydrogéologique de ce système en menant une étude systématique des eaux souterraines sur des sites représentatifs du rift éthiopien et des hauts plateaux adjacents. Ce travail est entrepris par l’université d’Addis Ababa et l’université de Jimma. Le deuxième sous projet vise à contribuer significativement à la résolution du problème de santé publique lié à l’excès de fluor, en orientant un travail sur l’origine, la genèse, la distribution spatiale et les procédés de défluorisation de ces eaux. Ce travail est effectué par le Geological Survey of Ethiopia. En République de Djibouti, les besoins de recherches s’orientent vers l’aquifère basaltique de Djibouti, exploité pour l’alimentation de la capitale et subissant une dégradation continue de ses ressources. II. LE PROJET DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI II.1. CONTEXTE La République de Djibouti (23200 km² et 520 000 habitants) est située dans la corne de l’Afrique. Le régime climatique aride à semi-aride, la faible pluviométrie (en moyenne 150 mm/an) et la quasi-absence des eaux de surface ont conduit le pays à une exploitation intensive des nappes souterraines. Le pays tire l’essentiel de ses besoins en eau (80% ; 17,5 Mm3/an) à partir des aquifères volcaniques fissurés. La méconnaissance de l’hydrogéologie de ces réservoirs a créé de nombreux problèmes d’exploitation et de gestion des ressources. Les signes d’une surexploitation s’expriment essentiellement sur des points d’eaux de l’aquifère basaltique de Djibouti par une salinisation. Pour remédier à une telle situation et répondre efficacement aux différents besoins en eau du pays, la Commission Nationale des Ressources en Eau a élaboré un Schéma Directeur de l'Eau en l'an 2000, dans lequel s'insère un certain nombre de programmes d'envergure
  13. 13. 13 concernant en particulier l'alimentation en eau potable de la ville de Djibouti qui regroupe près de 65% de la population et les principales activités économiques. Un Secrétariat Technique de l’Eau, chargé de coordonner les actions entreprises a été créé. Le travail présenté ici s'insère dans le cadre d'une contribution aux objectifs fixés par le Schéma Directeur de l'Eau, et notamment celui d'étudier l'aquifère volcanique de Djibouti. En effet, l’aquifère basaltique de Djibouti localisé en zone côtière est abrité dans des formations basaltiques issues de l’ouverture du golfe de Tadjourah. Cet aquifère alimentant la capitale est le plus sollicité du pays. L’étude hydrogéologique de cet aquifère revêt donc une importance capitale pour la République de Djibouti (RDD) confrontée aux problèmes de disponibilité et de qualité de l’eau. Le Secrétariat Technique de l’Eau regroupe trois principaux organes travaillant sur la ressource en eau du pays. Le CERD (Centre d’Etudes et de Recherches de Djibouti) travaille sur la recherche scientifique à l’échelle nationale à travers ses laboratoires d’Hydrogéologie/Hydrologie et d’Hydrochimie. L’ONEAD (Office National des Eaux et de l’Assainissement de Djibouti) est l’exploitant des nappes souterraines, chargé d’approvisionner en eau potable les centres urbains. La Direction de l’Eau, du Ministère de l’Agriculture, de l’Elevage et de la Mer chargé des ressources hydrauliques MAEM-RH, est chargée de garantir l’alimentation en eau des populations rurales. Au niveau régional, il existe une grande similitude des formations géologiques, essentiellement basaltiques, dont l’hydrogéologie reste encore mal connue. De plus, il faut noter que la littérature mondiale fournit peu d’information sur l’hydrogéologie des milieux volcaniques. L’étude proposée ici revêt donc un intérêt particulier pour la gestion et la protection des aquifères volcaniques régionaux. II.2. OBJECTIFS ET APPROCHES Le travail entrepris dans ce projet vise à caractériser les aquifères volcaniques, à améliorer les connaissances géologiques et hydrogéologiques sur les milieux fissurés volcaniques, à comprendre les processus de recharge et d’écoulement dans des conditions arides, à caractériser le degré d’hétérogénéité, à étudier la chimie des eaux souterraines et déterminer les spécificités hydrodynamiques de l’aquifère. In fine, la thèse vise l’élaboration d’un outil numérique de gestion durable de la ressource en eau de ce réservoir.
  14. 14. 14 Pour arriver à ce résultat une approche multidisciplinaire a été adoptée. Un travail de thèse a été poursuivi sur l’aspect géologie et structural des basaltes constituant l’aquifère (Daoud, 2008). Une deuxième thèse a été orientée sur la prospection géophysique de l’aquifère pour en établir une géométrie 3D (Magarreh, 2009). Un troisième volet a fait intervenir des hydrochimistes pour caractériser la chimie des eaux et comprendre l’origine de la minéralisation (Bouh 2006). Le dernier volet, présenté dans cette thèse, a commencé par la mise en place d’un Site Expérimental Hydrogéologique et son suivi instrumental, et s’est terminé par l’élaboration d’un modèle numérique intégré de l’aquifère. Le SEHA (Site Expérimental Hydrogéologique d’Atar) recouvre 1 hectare. Il est équipé de forages, piézomètres, station radar limnimétrique, pluviomètres…. Il a été mis en place dans le cadre de MAWARI, pour recueillir des données précises sur le fonctionnement des aquifères volcaniques. Il s’agit du 1er site expérimental en terrain volcanique fissuré à l’échelle mondiale. III. STRUCTURATION DE LA THESE La thèse traite de l’aquifère basaltique de Djibouti et s’articule autour de 6 chapitres. - Le premier chapitre permet de situer le problème dans son contexte par une revue de la littérature mondiale sur l’hydrogéologie des milieux volcaniques. - Le chapitre 2 présente un bilan des études réalisées sur cet aquifère en géologie, géophysique, géodynamique et modélisation. - Le chapitre 3 décrit la construction et l’instrumentation du SEHA (Site Expérimental Hydrogéologique d’Atar). - Le chapitre 4 est consacré aux tests hydrauliques effectués sur les forages du site. - Le chapitre 5 présente une comparaison des résultats des analyses chimiques et isotopiques obtenus sur le SEHA et ceux du reste de l’aquifère issus d’un travail précédent (Bouh, 2006). - Le chapitre 6 porte sur la modélisation numérique de l’aquifère basaltique de Djibouti.
  15. 15. 15 CHAPITRE 1. HYDROGEOLOGIE DES MILIEUX VOLCANIQUES : REVUE DE LA LITTERATURE 1.1. INTRODUCTION L’aquifère basaltique de Djibouti, exploité pour l’alimentation en eau de la capitale est abrité dans des formations basaltiques fracturées. Le contexte géodynamique régional est caractérisé par l’ouverture du rift est-africain. C’est un aquifère côtier soumis à la rudesse du climat avec des précipitations limitées en moyenne à 150 mm/an et des températures entre 20 et 40°C. La géodynamique globale de la Terre provoque des éruptions volcaniques qui déversent de la lave en fusion. Les basaltes sont des roches volcaniques très communes qui se déposent en coulées pouvant former, par accumulation, des croûtes épaisses de plusieurs centaines de mètres à l’exemple de la série Stratoïde de l’Afar qui atteint 1300 m d’épaisseur dans le rift est-africain (Gasse et al., 1985). Ces formations peuvent constituer des réservoirs importants d’eau souterraine. L’étude des aquifères des roches volcaniques requiert des approches particulières et multiples du fait de leur mise en place bien distincte comparée à celle des roches sédimentaires. L’aspect climatique et la pression de l’exploitation interviennent sensiblement sur le renouvellement de ces réservoirs. Le contexte côtier rend les aquifères vulnérables à l’intrusion marine. Tous ces aspects sont abordés dans la suite de ce chapitre par une revue de la littérature internationale. 1.2. L’AQUIFERE VOLCANIQUE Du fait de la grande hétérogénéité des produits d’éruptions liée aux types de volcanisme, il se dépose des matériaux plus ou moins scoriacés déterminant la porosité. L’altération rapide des feldspaths en minéraux argileux et l’hydrothermalisme conduisent à terme à des phénomènes d’auto-colmatage. Les dykes et sills injectés ultérieurement dans la croûte basaltique jouent un rôle de frein dans l’écoulement. La présence d’aquicludes argileux plus ou moins continus issus de paléosols et/ou de processus hydrothermaux (Bellair et al., 1965; Brousse et Thonon, 1967; Siefferman et Millot, 1968; Moinereau et al., 1972; Avias et al., 1972 ; Jalludin et Razack, 1994) sont autant de facteurs qui rendent complexe l’étude des aquifères volcaniques. La circulation d’eau souterraine dans les roches volcaniques est conditionnée par i) les fissures de rétraction qui compartimentent les blocs rocheux ; ii) les niveaux scoriacés qui forment souvent la transition entre deux coulées successives ; iii) mais aussi par des fractures
  16. 16. 16 et/ou fissures secondaires participant à la dislocation de la roche. Une perméabilité verticale et horizontale, ainsi qu’un volume de vides important en relation avec un bassin versant relativement important rendent possible des circulations d’eau dans les aquifères volcaniques. Cependant, ces circulations sont perturbées voire réduites lorsque la porosité est réduite par des altérations ou des intrusions ultérieures (Adam, 1984). Les phénomènes d’altération et hydrothermalisme qui s’accentuent avec l’âge de la roche provoquent une diminution de la perméabilité de l’aquifère tandis que l’activité tectonique provoquant la création de fissures ou la réactivation des fissures préexistantes produit une augmentation de la perméabilité. Il est ainsi démontré que pour les formations volcaniques de la République de Djibouti, la transmissivité de l’aquifère diminue avec l’âge de la roche (Jalludin et Razack, 1994). Les basaltes Adolei âgés de 25 Ma ont une transmissivité de 0.001 m²/s tandis que les basaltes du Golfe âgés de 3.5 Ma présentent une transmissivité de 0.1 m²/s. L’analyse des écoulements souterrains dans les réservoirs volcaniques présuppose donc la compréhension de tous ces phénomènes structuraux, géomorphologiques et litho- stratigraphiques complexes. De plus il doit être tenu compte de l’apport en eau dans ces magasins, lié aux conditions climatiques. Parmi les aquifères en milieu volcanique, ceux du domaine insulaire font l’objet depuis plusieurs années de nombreuses études (Custodio, 1985; Drogue, 1988; Stieltjes, 1988; Jawaheer et Proag, 1988; Pouchan et al., 1988; Stieltjes et al., 1988), mais en zone continentale les études ne sont encore que très partielles (Bouchet, 1987; Jalludin et Razack, 1994 ; Léonardi et al., 1996 ; Bourlier et al., 2005). Léonardi et al. (1996) analysent les écoulements souterrains en milieu volcanique continental d'une région sismique (Arménie), à partir de plusieurs approches: (1) la structure du corps basaltique; (2) la caractérisation des domaines hydrogéologiques impliqués et leurs limites structurales; (3) les réponses hydrauliques du système sur des émergences jaugées à un pas de temps de 3 jours durant 4 années consécutives. La prise en compte de toutes les informations acquises permet, en l'absence de données piézométriques, de proposer un modèle des circulations fondé sur l'équation de diffusivité. Les résultats du calcul sont comparés aux mesures. Le bon ajustement obtenu valide la méthode qui peut être ainsi utilisée dans des cas similaires. Bourlier et al. (2005) ont conduit des investigations géologiques et hydrogéologiques (synthèse des données existantes, observations géologiques de terrain, reconstitution de la morphologie du substratum infra-volcanique, jaugeages, hydrogéologie de terrain, etc.) sur le plateau basaltique de l'Aubrac (Massif central, France). Elles permettent de préciser la
  17. 17. 17 structure et le fonctionnement hydrogéologique, de cet empilement de formations volcaniques, à dominante lavique, d'une superficie d'environ 450 km2 , reposant sur un substratum principalement plutonique et métamorphique. Cet ensemble se révèle constituer un aquifère aux potentialités d'importance régionale, dont la ressource en eau souterraine est actuellement très largement sous-exploitée. Jalludin et Razack (1994) ont procédé à l’analyse des données des pompages d’essais pour deux principales séries volcaniques, la série Stratoïde (3.4-1 Ma) et la série de Dalha (9-3.4 Ma) de la République de Djibouti. Ces deux séries se distinguent principalement par leurs caractéristiques géodynamiques et leurs histoires géologiques. Il a pu être démontré grâce à la comparaison des paramètres hydrodynamiques que les basaltes Stratoïdes présentent des caractéristiques plus propices à l’écoulement que les basaltes de Dalha. Comme ces deux séries sont, à l’origine, composées des mêmes roches basaltiques, les faibles paramètres hydrodynamiques de la série de Dalha sont expliquées par l’altération plus longue, et les activités hydrothermales plus intenses observées sur les cutting et les affleurements de cette série. 1.3. LE MILIEU FRACTURE Le terme fracture fait référence aux joints, craquelures, fissures et fractures pouvant être présents dans la formation. Lorsque l’on parle de milieu fracturé, il est important de distinguer une roche fracturée et une roche poreuse fracturée. Le premier insiste sur les fractures en tant que telles tandis que le second inclut le rôle de la matrice poreuse et/ou perméable. Avec ces définitions, il est aussi apporté une distinction entre la porosité et la perméabilité de la roche matricielle en terme de leur effet sur l’emmagasinement et l’écoulement. La nature des fractures et leurs actions sur l’écoulement et le transport de contaminant place l’étude des formations fracturées dans un domaine bien distinct de milieu poreux « classique ». Ainsi, différentes (quoique souvent complémentaires) images conceptuelles, approches de modélisations et techniques de mesures doivent être considérées (Berkowitz, 2002). Une importante considération qu’il convient de garder à l’esprit dans la définition de la problématique, les mesures et leurs interprétations est l’échelle de travail (Berkowitz, 2002). Un aquifère volcanique est par définition fracturé à cause de la présence systématique de joints de refroidissement et du jeu de la fracturation souvent conjugués au volcanisme. Ces aspects sont évidents concernant les basaltes qui s’épandent en surface et se refroidissent au contact de l’air ou de l’eau.
  18. 18. 18 1.4. LES AQUIFERES EN MILIEU ARIDE A SEMI- ARIDE La zone d’étude est localisée en région aride à semi-aride. Le climat sec, est caractérisé par une pluviométrie faible, et une température moyenne annuelle élevée, de telle façon que l’évapotranspiration potentielle est supérieure à la précipitation moyenne annuelle. La végétation correspondante est la steppe. Ce groupe rassemble, toutes les zones arides ou semi- arides situées de part et d'autre des deux tropiques (23° N. et 23° S.). Ce sont des déserts chauds, et leur localisation correspond à celle des zones anticycloniques subtropicales au- dessus des continents. C'est sur le continent africain que l'on trouve la majeure partie des régions rattachées à ce climat: de la Mauritanie à l'Égypte en incluant l'ensemble de la zone saharienne ainsi que ses bordures, le «Sahel», nord et sud. 1.4.1. L’EVAPOTRANSPIRATION EN MILIEU SEMI-ARIDE Dans les régions semi-arides, le cycle hydrologique est fortement influencé par l’évapotranspiration (ET). Une bonne estimation de ET est importante pour la sauvegarde des eaux notamment à travers une bonne pratique d’irrigation et de gestion des eaux de surface (Wild et al. 2004). L’estimation de ET à l’échelle régionale est cruciale pour les études climatiques, les prévisions météorologiques, la surveillance hydrologique, le suivi écologique et la gestion des ressources en eaux (Su, 2000). L’évaporation est très difficile à mesurer directement sur une surface d’eau étendue. L’approche la plus commune et relativement simple pour l’estimation de l’évaporation est la mesure des paramètres météorologiques standards (radiation nette, température de l’air, humidité et vitesse du vent) et l’utilisation des équations de Penman (Penman, 1948) ou Priestley-Taylor (Priestley et Taylor, 1972) (Tanny et al., 2008). Il s’agit d’une solution analytique d’une équation combinant le transfert de masse et de chaleur avec la balance énergétique pour une surface humide (Brutsaert, 1982). L’évaporation peut être mesurée directement avec la méthode de fluctuation de eddy (eddy-covariance method) où les fluctuations verticales de la vitesse du vent et de la densité de vapeur sont corrélées et mesurées avec une grande fréquence. Cette technique est considérée aujourd’hui comme la plus fiable et précise pour l’estimation directe de l’évaporation, c'est-à-dire du transfert de la vapeur d’eau de la terre à l’atmosphère (Itier et Brunet, 1996). Cette technique a été appliquée par Tanny et al. (2008) pour estimer l’évaporation à partir d’un petit réservoir d’eau, dans le Nord d’Israël, en été. Un suivi de ce réservoir durant 21 jours a permis d’obtenir une évaporation moyenne de 5.48 mm/j.
  19. 19. 19 L’imagerie satellite est une technique prometteuse pour l’estimation instantanée de l’évapotranspiration à l’échelle globale et régionale grâce à la mesure du budget énergétique de la surface (Hoedjes et al., 2008). Les valeurs instantanées de ET peuvent être très utiles pour un diagnostic de l’état de la surface (Chandrapala et Wimalasuriya, 2003) mais sont d’un intérêt limité pour l’aménagement des eaux qui requiert des données journalières (Bastiaanssen et al., 2000). Un grand nombre de méthodes est utilisé pour estimer l’ET instantanée et journalière par télédétection allant des approches empiriques simples à des approches complexes et nécessitant une très grande quantité de données (Glenn et al., 2007). Hoedjes et al. (2008) pensent que la solution la plus pratique est d’estimer l’ET instantanée à partir de modèle de la balance de l’énergie de surface combiné à des observations synchrones du soleil puis à extrapoler à l’échelle journalière en présupposant une tendance générale journalière de l’ET et des variables correspondantes. 1.4.2. LA RECHARGE EN MILIEU SEMI-ARIDE 1.4.2.1. Introduction La compréhension des mécanismes et la quantification du taux de recharge d’un aquifère sont un pré-requis nécessaire à la gestion efficace des ressources en eaux souterraines en particulier dans les zones à climat (semi-) aride. Depuis les années 1980, une relative explosion des études sur la recharge est observée dans la littérature scientifique. 1.4.2.2. Définition La recharge est définie au sens général, comme un flux s’écoulant vers les profondeurs, et atteignant la nappe souterraine. La recharge peut globalement être définie comme l’eau ayant atteint l’aquifère en provenance de toutes les directions (haut, bas, latérale) (Lerner 1997). C’est un processus reconstituant ou réapprovisionnant en eau un aquifère, essentiellement, par percolation à travers le sol. La recharge peut être naturelle et provenir de la précipitation et/ou des écoulements de surface, ou artificielle et provenir d’un apport intentionnel d’eau au sol. La recharge potentielle introduite par Rushton (1988) est la quantité d’eau potentiellement disponible pour la recharge depuis la surface, correspondant à l’excès de la précipitation par rapport à l’évapotranspiration. La recharge potentielle est toujours plus élevée que la recharge efficace, notamment dans les zones (semi-) arides, à cause des pertes par évapotranspiration, ou rétention pour compenser le déficit de l’humidité du sol.
  20. 20. 20 1.4.2.3. Mécanismes de recharge Les trois principaux mécanismes de recharge ont été définis par Lerner et al. (1990). La recharge directe correspond à l’eau de pluie excédant le déficit en humidité du sol et l’évapotranspiration et qui parvient au réservoir souterrain par percolation verticale directe à travers la zone non saturée. La recharge indirecte est décrite comme le volume d’eau arrivant à la nappe souterraine à partir des percolations depuis les lits des cours d’eau superficiels (recharge linéaire) ou d’autres accumulations d’eau en surface (recharge ponctuelle). La recharge locale résulte de la percolation à partir des poches d’eau accumulée en surface à la faveur des petites dépressions topographiques en l’absence de cours d’eau bien défini. Le rôle des étangs et mares dans l’augmentation de la recharge d’aquifère est connu depuis longtemps et il est rapporté qu’ils étaient déjà utilisés du temps des Romains en Afrique du Nord (de Marsily, 2003 ; Martin-Rosales et Leduc, 2003). La figure 1-1 de Lerner (1997) montre un schéma simplifié des mécanismes de recharge. Il peut se produire une combinaison de plusieurs mécanismes de recharge. La percolation vers la nappe souterraine peut se faire suivant plusieurs processus : percolation diffuse sous forme de, soit un flux non saturé, soit un front saturé (flux de type piston) ; flux à travers des macroporosités telles que les fentes de dessiccation ou fissures ; écoulement préférentiel causé par les fronts d’humidité instable et par un contraste des caractéristiques physiques bien différentiées dans le sol notamment entre les sables et les sédiments argileux (De Vries et al., 2002). Figure 1-1 : Les différents mécanismes de recharge en région (semi-)aride (Lerner 1997).
  21. 21. 21 1.4.2.4. Processus intervenant sur la recharge En plus des phénomènes de reprise par l’évapotranspiration et de rétention pour combler le déficit en eau du sol, il existe des processus qui provoquent l’ascension de l’eau des sols depuis des profondeurs considérables, notamment dans les conditions (semi-) arides. Ces flux ascendants sont faibles mais peuvent être significatifs au regard de la percolation descendante dans les régions arides. Coudrain-Ribstein et al. (1998) ont démontré à partir d’étude d’isotope stable, un flux par capillarité de 1mm/an à partir d’une nappe à 20m de profondeur. Aussi, il a été démontré l’extraction de l’eau souterraine par les racines des arbres à des profondeurs de plus de 15 m par le Tamaris, plante des dunes de sable en région aride (Adar et al., 1995), et à plus de 50 m par une espèce d’acacia dans le désert du Kalahari (De Vries et al., 2000). Une étude par injection de traceur à 16 et 28 m de profondeur, dans les terrasses alluviales en région semi-aride d’Espagne a montré une extraction d’eau à ces profondeurs par une espèce d’arbuste (Retama sphaerocarpa) (Haase et al., 1996). Le transport de vapeur est un autre phénomène qui provoque des flux considérables et dépend du gradient de température, variable avec les saisons, dans la zone non saturée (De Vries et al., 2000). Ces mécanismes peuvent fausser l’équilibre supposé entre la recharge totale actuelle et les flux sortant en aval de l’aquifère. L’interaction du climat, de la géologie, de la morphologie, des conditions de sol et de la végétation détermine les processus de recharge. En général, en condition (semi-)aride, la recharge des eaux souterraines est beaucoup plus sensible aux conditions près de la surface que dans les régions humides. En condition (semi-)aride, l’évapotranspiration potentielle dépasse en moyenne la pluviométrie. Ainsi la recharge des eaux souterraines dépend des événements pluviométriques ponctuels et de fortes intensités ainsi que de l’accumulation des eaux de pluie dans des dépressions ou des cours d’eau temporaires, avec la possibilité à ces eaux d’échapper à l’évapotranspiration, par percolation rapide à travers des fentes, fissures, ou fractures. La recharge est entravée par des sols épais qui provoquent une forte rétention d’eau, et la végétation qui retire l’eau des sols. Une couverture végétale pauvre, un sol perméable ou fracturé associé à une forte intensité des précipitations créent des conditions favorables à la recharge (De Vries et al., 2002). Lorsqu’il s’agit des roches massives telles que les roches volcaniques, l’infiltration directe de la pluie est très réduite. Les niveaux altérés superficiels, ou la faible couche sédimentaire de couverture peuvent alors jouer un rôle important dans l’absorption et l’emmagasinement des pluies intermittentes qui peuvent ainsi être transmises par percolation à l’aquifère. Les zones
  22. 22. 22 fracturées constituent les meilleures voies d’accès de la pluie vers la nappe (Gale et Dillon, 2006). 1.4.2.5. Méthodes d’estimation de la recharge En hydrologie (semi-)aride, estimer la recharge est particulièrement difficile tant les flux considérés peuvent être faibles et les méthodes classiques souvent utilisées pour les climats tempérés atteignent leurs limites lorsque qu’elles sont utilisées pour ce type de région (Fontes et Edmunds, 1989 ; Gee et Hillel, 1988 ; Lerner et al., 1990 ; Simmers, 1997). Ce problème est accentué lorsque la zone d’étude est dans un pays en développement et que peu de données sont disponibles (Fontes et Edmunds, 1989). Trois zones hydrologiques où les données peuvent être obtenues pour l’estimation de la recharge ont été distinguées : l’analyse des écoulements de surface, l’analyse de la zone non saturée, et l’analyse de la zone saturée. Pour chacune de ces trois « zones d’étude » plusieurs méthodes sont disponibles, généralement classées, en approches physiques faisant appel à des instruments (infiltromètres, lysimètres, limnimètres) de suivis in situ des paramètres intervenant dans la recharge, approches de traçage utilisant des traceurs environnementaux (Cl- , T°c), isotopiques (18 O) ou radioactifs (3 H), et approches numériques analysant le processus de recharge à l’aide d’outil de modélisation numérique. Les méthodes utilisées pour quantifier la recharge (mesures directes, bilan de flux, approche de Darcy, techniques de traçage, et les méthodes empiriques) et plusieurs problèmes propres à l’utilisation de chacune de ces méthodes sont décrits dans la littérature (Gee and Hillel, 1988 ; Lerner et al., 1990 ; Allison et al., 1994 ; Stephens 1994 ; Lerner 1997 ; Simmers, 1997). Une comparaison synthétique des différentes méthodes est proposée par Lerner et al. (1990), Bredenkamp et al. (1995), Stephens (1996) et Scanlon et al. (2002). La recharge actuelle, définie par Rushton (1988), ayant atteint la surface de la nappe est estimée par l’étude de la zone saturée, tandis que la recharge potentielle est estimée à partir des eaux de surface et de l’étude de la zone non saturée. 1.4.2.6. Exemple d’estimation de la recharge à travers le monde Callegary et al. (2007) ont conduit une étude d’estimation de la recharge potentielle dans les sédiments des lits d’oueds à écoulement temporaire, dans le sud (semi-)aride de l’Arizona près de Tucson aux USA. Des données sur la géométrie de lit d’oued, les caractéristiques de la végétation, et les résistivités électriques apparentes des sédiments du lit sur les 6 premiers mètres d’épaisseur sont utilisées. Une faible corrélation a été constatée entre l’estimation de la recharge effectuée par des infiltromètres et celle déduite des résistivités électriques
  23. 23. 23 apparentes. Cette différence est due au fait que cette dernière prend en compte un volume plus important comparé aux mesures très localisées des infiltromètres. Mudd (2006) a effectué une simulation numérique, du flux instantané, dans le bassin versant de l’oued Walnut Gulch dans l’Arizona, un cours d’eau temporaire typique des régions (semi-) arides. Il a observé que, pour un même volume d’écoulement, les oueds les plus larges transmettent un plus grand pourcentage à l’infiltration. Une vitesse d’écoulement plus importante, guidée par la pente topographique, réduit l’infiltration. Si la distance parcourue par l’oued est plus importante, le volume d’infiltration est plus important. Klaus et al. (2008) ont construit un modèle d’écoulement et de recharge couplé à un modèle de mélange combinant une approche de mélange conservatif (traceurs hydrochimiques) et une approche d’optimisation des temps de résidence (14 C), du système aquifère de la région dunaire de Bas Kuiseb dans le désert du Namibie (25 mm/an de pluies moyenne). Ce travail a déterminé que la recharge de l’aquifère provient à 61% - 98% de la recharge indirecte à la faveur d’écoulement de l’oued Kuiseb. Une recharge additionnelle provient du massif cristallin à l’amont. Rangarajan et Athavale (2000) ont effectué une synthèse de 25 années, d’estimation de la recharge directe par la méthode d’injection de traceur, sur 35 sites d’étude de l’Inde. La pluviométrie est concentrée entre juin et septembre, durée de la mousson qui regroupe 80% de la pluviométrie. Le taux de recharge varie de 24 à 198 mm/an correspondant à 4.1 à 19.7% de la moyenne de la pluviométrie locale. L’étude de Ayenew et al. (2008) sur les systèmes aquifères du rift éthiopien distingue les régions des hauts plateaux, qui sont bien arrosées avec plus de 1000 mm/an où la recharge directe prédomine, et les basses régions du rift, avec 600 mm/an de précipitation environ, caractérisées par des rivières et des lacs, où la recharge indirecte est la plus importante. La recharge peut se produire même dans les conditions les plus arides. Mais le mécanisme de recharge directe devient moins important dans les régions les plus arides par rapport à la recharge localisée et indirecte dans la réalimentation des réservoirs souterrains. Dans le paysage de dune de l’Arabie Saoudite, Dincer et al. (1974) ont montré que même avec une pluviométrie annuelle de seulement 80 mm/an, il peut y avoir une infiltration significative à travers les dunes de sable grâce au gradient vertical de température existant dans les dunes de sable. La description hydrologique d’un système de recharge localisé conduit par Favreau et al. (2002) sur des mares naturelles de rétention d’eau de pluie, dans le sud-Ouest du Niger, a permis de mettre en évidence l’augmentation de la recharge actuelle des aquifères, témoignée
  24. 24. 24 par la montée générale des niveaux piézométriques, malgré la diminution de la pluviométrie observée durant les 30 dernières années dans la région. Cependant la recharge à partir de ces mares peut diminuer, à cause de l’accumulation de sédiments fins et l’imperméabilisation conséquente comme le montrent Martin-Rosales et Leduc (2003) à la suite des observations d’une mare naturelle temporaire sur 7 ans dans la même région du Niger. Ce phénomène conduit à une diminution faible mais constante du taux de recharge de l’aquifère à partir de cette mare. 1.5. LES AQUIFERES COTIERS : LES INTRUSIONS MARINES Durant la deuxième moitié du 20ème siècle, l’extraction des eaux souterraines a beaucoup augmenté et représente actuellement le tiers de la consommation mondiale en eau douce (Essink, 2001). Cette exploitation des eaux souterraines est souvent plus importante que le taux de renouvellement naturel et provoque des baisses des niveaux d’eau dans plusieurs régions (Houssein et Jalludin, 1996 ; Zhou et al., 2000 ; Sadeg et Karahanoglu, 2001 ; Zhang et al., 2004 ; Sethi et al., 2006 ; Hiroshiro et al., 2006 ; Moustadraf et al., 2008). Dans les aquifères côtiers, la nappe d’eau douce est hydrauliquement connectée à l’eau de mer. Dans la plupart des conditions naturelles, le gradient hydraulique assure un écoulement général vers la mer, ce qui protège les nappes côtières d’eau douce. Cependant, le gradient est généralement faible et toute exploitation excessive peut altérer l’équilibre hydrostatique. Dans cette situation l’eau de mer peut pénétrer dans l’aquifère et remplacer l’eau douce. Ce phénomène connu comme l’« intrusion marine » peut avoir des impacts défavorables et de long terme sur l’aquifère côtier et limiter leur utilisation comme source d’approvisionnement en eau de bonne qualité pour la consommation humaine ou l’agriculture. Ce phénomène est particulièrement sévère dans les régions semi-arides souvent caractérisées par des forts pompages et des recharges faibles des eaux souterraines (Gimenez et Morell, 1997, Pulido- Bosch et al., 1999). Les régions côtières du monde sont caractérisées par une forte population avec près de 50% de la population mondiale vivant à moins de 60 km des côtes (Essink, 2001). La surexploitation des eaux souterraines est devenue un problème fréquent et beaucoup de régions côtières dans le monde sont confrontées à des intrusions marines résultant en la détérioration de la qualité mais aussi (du point de vue de l’utilité) de la quantité de la ressource (Paniconi et al., 2001 ; Karahanoglu et Doyuran, 2003 ; Ma et al., 2005). Le problème d’intrusion est abordé par des modèles mathématiques tenant compte de la différence de densité existant entre l’eau de mer et l’eau douce. Le contact entre ces deux
  25. 25. 25 eaux se matérialise sous la forme d’une interface définie par un gradient de densité conceptualisé en premier par Ghyben, 1888 et Herzberg, 1901. Plusieurs études de modélisations numériques, appliquées à divers aquifères, déterminant la position et la forme de cette interface, et les processus associés existent dans la littérature (Ataie-Ashtiani et al. 1999, Cartwright et al. 2004, Mao et al. 2006). Cartwright et al. (2004) ont modélisé la fluctuation de l’interface eau douce/salée en réponse à la houle. Les observations de terrain avaient montré que pour une houle de 4.5 m, l’oscillation horizontale de l’interface peut être de l’ordre de plusieurs mètres. Le modèle a permis de prédire les oscillations de cette interface face à divers scénario de houle. La négligence de ces oscillations dans les précédentes études de modélisation de l’interface contribue selon eux à expliquer la non-conformité des résultats du modèle avec les données de terrain. Mao et al. (2005) ont abordé l’influence de la pente de la plage sur le phénomène d’intrusion de la mer. L’influence de la marée, couplée à la pente de la côte conduit à un comportement hydrodynamique plus complexe de l’interface eau douce/salée. Par contre une cote verticale est beaucoup moins sensible aux fluctuations de la marée qu’une cote pentée. Ataie-Ashtiani et al. (1999) ont analysé par un modèle à densité variable, l’effet de la marée sur l’intrusion marine d’une nappe libre. L’activité de la marée force l’eau de mer à entrer plus en avant dans les terres et crée une interface plus épaisse. La configuration de l’interface est radicalement changée sous les oscillations de la marée à cause des changements importants induits sur la vitesse d’écoulement et des contours des eaux souterraines près du rivage. Le niveau de la mer est montée d’environ 120 m depuis la fin de la dernière période de glaciation, il y a 18000 ans et s’est stabilisé il y a environ 5000 ans (Chappell et al., 1996). Cette élévation a causé des intrusions mondiales de l’eau de mer dans les aquifères côtiers décalant vers l’intérieur des terres et déplaçant vers le haut l’interface eau douce/eau salée en remplaçant les eaux souterraines douces par l’eau de mer (Jones et al., 1999 ; Khublaryan et al., 2008). Ceci s’est accompagné des processus de mélange et d’interaction avec la roche encaissante, résultant à des compositions chimiques et à des âges très variés des eaux souterraines saumâtres autour du globe. Cette forte variabilité est due aux facteurs naturels tels que la lithologie, la tectonique, les volumes d’eaux douces ou aux activités anthropiques (pompages) qui affectent la dynamique de l’intrusion marine dans les aquifères côtiers. Une étude réalisée sur les aquifères constitués de sables et de grès calcaires de la côte méditerranéenne d’Israël, par l’analyse des teneurs en 14C et en 3H a montré que les aquifères côtiers profonds présentent une intrusion d’eau de mer fossile (>10.000 ans). Ces
  26. 26. 26 eaux salées fossiles sont caractérisées par l’absence de tritium et la faible activité de 14C. D’un autre coté les aquifères côtiers superficiels sont soumis à une intrusion marine actuelle (inf. à 50 ans) (Yechieli et al., 2008). Une combinaison des valeurs de δ34 S et des compositions chimiques des eaux souterraines saumâtres a été employée pour examiner la provenance de la salinité dans un système aquifère captif au sud-ouest de la plaine de Nobi, dans le centre du Japon. Les eaux de mer fossiles ont des rapports légèrement inférieurs de SO4 /Cl et des valeurs plus élevées de δ34 S que ceux de l'eau de mer actuelle. En utilisant le modèle de distillation de Rayleigh, la chimie des eaux souterraines est expliquée par la réduction de sulfate en combinaison avec le mélange de deux types d’eaux de mer, de l’eau de mer actuelle et de l’eau de mer fossile appauvrie en SO4, avec de l'eau douce de la recharge (Yamanaka et Kumagai, 2006). 1.6. CONCLUSION Les aquifères basaltiques, de par les mécanismes de mise en place, constituent un milieu hétérogène et fracturé complexe à étudier. Les régions arides à semi-arides souffrent d’une faible précipitation provoquant un renouvellement insuffisant des eaux souterraines et d’une forte évapotranspiration réduisant la recharge potentielle des aquifères. La recharge est caractérisée par une forte variabilité aussi bien temporelle que géographique. La recharge d’un aquifère profond, dans ces conditions, passe souvent par l’accumulation de la pluie dans des réservoirs de transition formés par les alluvions d’oueds ou les mares superficielles. L’estimation du taux de renouvellement de la ressource est une donnée indispensable. Une batterie de techniques, en passant par des mesures physiques ou chimiques in situ, ou des modèles numériques à l’échelle de l’aquifère, est utilisée pour y arriver. En zone côtière, les eaux douces, d’origine météorique, emmagasinées dans les aquifères, et l’eau de mer sont en contact. Un problème récurrent des aquifères côtiers est l’intrusion marine. L’eau de mer impropre à la consommation et à l’irrigation peut pénétrer l’aquifère et ainsi polluer la ressource en eau dans ces régions. La compréhension de ces phénomènes actuels ou passés a mobilisé des outils spécifiques essentiellement basés sur la prise en compte de la densité différente des eaux douces et des eaux salées marines. L’étude de l’aquifère volcanique de Djibouti s’avère complexe étant donné la réunion de plusieurs facteurs de complication (nappe surexploitée, milieu aride, aquifère côtier), mais aussi très intéressante du fait de son unicité compte tenu de l’imbrication d’un certain nombre de thématiques de recherche. Un autre intérêt, et non des moindres, est que l’approvisionnement en eau potable de la capitale repose aujourd’hui uniquement sur cet aquifère.
  27. 27. 27 CHAPITRE 2 : BILAN DES CONNAISSANCES (GEOLOGIE, GEOPHYSIQUE, GEOCHIMIE, MODELISATION) SUR L’AQUIFERE DE DJIBOUTI 2.1. INTRODUCTION La République de Djibouti est un territoire intéressant du point de vue géologique et tectonique, du fait de l’activité du rift est-africain. La ressource en eau est limitée à cause du climat semi-aride. Le cas de l’aquifère basaltique de Djibouti, le plus exploité du pays, permet de donner un aperçu de la dégradation que pourraient subir les nappes souterraines en cas d’exploitation non contrôlée. Dans ce chapitre une description générale de la géologie et de la problématique en eaux du pays est d’abord effectuée. On se focalise ensuite sur l’aquifère basaltique en présentant un bilan des connaissances accumulées sur cet aquifère. 2.2. PRESENTATION GENERALE DE LA REPUBLIQUE DE DJIBOUTI 2.2.1. LES GRANDS ENSEMBLES TOPOGRAPHIQUES Territoire de 23 000 km², la République de Djibouti (RDD) est située entre 10°55' et 12°45' de latitude nord, 41°45' et 43°25' de longitude est. Elle partage ses frontières avec la Somalie au sud-est, l'Erythrée au nord et l'Ethiopie sur tout le reste de sa façade ouest. Au nord-est elle est limitée par la mer Rouge et le détroit de Bab El-Mandeb, à l'est par le golfe d'Aden qui se prolonge à l'ouest par le golfe de Tadjourah et le Goubbet-El-Kharab (figure 2- 1). Du point de vue morphologique plusieurs ensembles peuvent être reconnus (figure 2-2) : à l'est de grandes plaines côtières, formées essentiellement de dépôts alluvionnaires (plaine côtière de Tadjourah) et de paléorécifs coralliens (plaine côtière d’Obock) ; à l'ouest une région tourmentée, formée de horsts (Dakka, Yager) dont l'altitude se situe souvent au-delà de 1000 m et de grabens remplis de sédiments lacustres récents (Asal, Gaggadé, Hanlé, Gobaad, Alol). Le niveau supérieur du remplissage de ces fossés diminue du Sud-Ouest au Nord-Est et passe de +250 m dans le bassin du lac Abhé (Gobaad) à –155 m dans la dépression d'Asal. Entre ces deux régions, se présente un relief de plateaux basaltiques (Dalha, Mak'arrassou) et de massifs rhyolitiques qui s'élèvent souvent à plus de 1000 m (Day, Mabla, Ali Sabieh et Moussa Ali qui culmine à 2021 m). Cet axe moyen N-S est partagé en deux par le golfe de Tadjourah dont le fond s'élève progressivement de –1500 m à l'Est (fosse d'Obock) à –200 m
  28. 28. 28 à l'Ouest (Goubbet). Cette description morphologique est tirée de la carte géologique de la République de Djibouti (VELLUTINI et al. 1993). Figure 2-1 : Localisation géographique de la République de Djibouti 2.2.2. LES FORMATIONS GÉOLOGIQUES Les roches que l'on trouve en République de Djibouti résultent de l'activité volcano- tectonique liée à l'expansion des plaques tectoniques de la région. Constituées essentiellement de basaltes et de quelques formations rhyolitiques, les roches volcaniques couvrent la majeure partie du territoire. La distribution géographique et les âges des séries volcaniques retracent la chronologie des mouvements des plaques tectoniques de ces derniers 25-30 Ma (figure 2-2). Au début de l'expansion, les premiers mouvements de rupture du massif arabo-nubien, au Miocène inférieur, s'accompagnent d'émissions basaltiques (basaltes Adoleï). Ces basaltes recouvrent le soubassement sédimentaire mésozoïque. A cette phase succède une période d'expansion lente, marquée par l’épaisse série rhyolitique de Mabla (15 Ma). Après une phase d'érosion marquée par des conglomérats et un paléorelief parfois conservé, l'activité volcanique reprend au Miocène supérieur avec la mise en place de la série basaltique du Dalha (3.4 – 9 Ma) qui repose avec une discordance angulaire sur les rhyolites Mabla. Simultanément, il se dépose, au sud-est de la République de Djibouti, les basaltes Somali, (Barberi et Varet, 1977 ; Arthaud et al. 1980). Entre 3.4 et 1.5 Ma., les basaltes Stratoïdes et les basaltes du Golfe se mettent en place avec l'ouverture du golfe de Tadjourah. Les formations volcaniques récentes sont localisées sur les rifts actifs d’Asal (centre du pays) et de Manda Inakir (au nord-ouest du pays) (Audin et al. 1990). L'évolution géodynamique est déterminante pour la sédimentation : la formation des bassins sédimentaires est d'origine tectonique. Une fois mise en place, leur sédimentation est principalement régie par les
  29. 29. 29 facteurs climatiques. Les formations sédimentaires sont moins répandues en surface que les roches volcaniques. On les trouve dans les grands bassins sédimentaires (Gobaad, Hanlé, Gaggadé …), le long des principaux oueds et en zones d'altération sur les plateaux basaltiques. La côte Nord du golfe de Tadjourah, la côte entre Obock et Doumeira et la plaine littorale de Djibouti sont sédimentaires. Figure 2-2 : Cartes simplifiées de la géologie et des principaux systèmes aquifères de la RDD 2.2.3. LES PRINCIPAUX SYSTEMES AQUIFERES Deux principaux types de système aquifère sont rencontrés en RDD : les aquifères sédimentaires et les aquifères des formations volcaniques (figure 2-2). Les aquifères sédimentaires comprennent les aquifères inféroflux* et les aquifères des plaines alluviales. Les aquifères des formations volcaniques sont répartis en deux groupes. Les aquifères de faible extension (superficie < 2000 km²) et l’aquifère régional abrité par les basaltes Stratoïdes, couvrant plus de 9000 km² du pays. Les aquifères inféroflux (invisible à l’échelle de la carte de la figure 2-2) sont localisés uniquement dans les alluvions des oueds. Ce sont des nappes de sous-écoulement des cours d'eau superficiels. Leur largeur est comprise entre __________________________________________ * Inféroflux : Écoulement à travers les alluvions du lit d'un cours d'eau; cet écoulement peut exister même si le lit du cours d'eau est à sec. (syn. sous écoulement / terme anglais : underflow). (Dictionnaire français d’hydrogéologie. Castany et Margat, 1977). Sédiments Jurassique et Crétacé Basaltes Adolei (25 Ma) Rhyolites Mabla (15 Ma) Basaltes de Dalha (9– 3.4 Ma) Basaltes Somali (9- 3.4 Ma) Basaltes Stratoïdes (3.4 Ma) Basaltes du Golfe (3.4 Ma) Basaltes récents(<1 Ma) Sédiments quaternaires Aquifères sédimentaires (profondeur 200 m) Aquifères volcaniques fissurés (profondeur 200 m) Aquifère régional des basaltes Stratoïdes (profondeur 200à 1000 m) Aquifères des grès et calcaires à salinités élevées ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées Rhyolites Stratoïdes (3.4 Ma) Gobaad Hanlé G aggad é Alol Asal Lac Abh é Dakka Yager Plaine d’Obock 25 km Sédiments Jurassique et Crétacé Basaltes Adolei (25 Ma) Rhyolites Mabla (15 Ma) Basaltes de Dalha (9– 3.4 Ma) Basaltes Somali (9- 3.4 Ma) Basaltes Stratoïdes (3.4 Ma) Basaltes du Golfe (3.4 Ma) Basaltes récents(<1 Ma) Sédiments quaternaires Aquifères sédimentaires (épaisseur 200 m) Aquifères volcaniques fissurés (épaisseur 200 m) Aquifère régional des basaltes Stratoïdes (épaisseur 200 à 1000 m) Aquifères des grès et calcaires nappes à salinité élevée ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées Rhyolites Stratoïdes (3.4 Ma) Gobaad Hanlé G aggad é Alol Asal Lac Abh é Dakka Yager Plaine d’Obock 25 km25 km Sédiments Jurassique et Crétacé Basaltes Adolei (25 Ma) Rhyolites Mabla (15 Ma) Basaltes de Dalha (9– 3.4 Ma) Basaltes Somali (9- 3.4 Ma) Basaltes Stratoïdes (3.4 Ma) Basaltes du Golfe (3.4 Ma) Basaltes récents(<1 Ma) Sédiments quaternaires Aquifères sédimentaires (profondeur 200 m) Aquifères volcaniques fissurés (profondeur 200 m) Aquifère régional des basaltes Stratoïdes (profondeur 200à 1000 m) Aquifères des grès et calcaires à salinités élevées ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées Rhyolites Stratoïdes (3.4 Ma) Gobaad Hanlé G aggad é Alol Asal Lac Abh é Dakka Yager Plaine d’Obock 25 km25 km Sédiments Jurassique et Crétacé Basaltes Adolei (25 Ma) Rhyolites Mabla (15 Ma) Basaltes de Dalha (9– 3.4 Ma) Basaltes Somali (9- 3.4 Ma) Basaltes Stratoïdes (3.4 Ma) Basaltes du Golfe (3.4 Ma) Basaltes récents(<1 Ma) Sédiments quaternaires Aquifères sédimentaires (épaisseur 200 m) Aquifères volcaniques fissurés (épaisseur 200 m) Aquifère régional des basaltes Stratoïdes (épaisseur 200 à 1000 m) Aquifères des grès et calcaires nappes à salinité élevée ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées ! ! DJIBOUTI GEOLOGIE ! ! ! ! ! DJIBOUTI SYSTEMES AQUIFERES Cartes simplifiées Rhyolites Stratoïdes (3.4 Ma) Gobaad Hanlé G aggad é Alol Asal Lac Abh é Dakka Yager Plaine d’Obock 25 km25 km
  30. 30. 30 quelques dizaines à quelques centaines de mètres et leur longueur peut dépasser plusieurs dizaines de kilomètres. L'épaisseur des aquifères inféroflux reste généralement de l’ordre de quelques dizaines de mètre. Ces aquifères sont exploités dans le milieu rural par plus de 700 puits de grand diamètre, et quelques puits tubés pour une utilisation domestique et l’agriculture, totalisant 4.2 millions de m3 /an. Ce pompage intensif surtout dans les zones agricoles, représentant plus de 70 % des besoins ruraux, conduit à une surexploitation de cette ressource. Les aquifères des plaines alluviales, comprenant les aquifères des bassins de sédimentation et des plaines côtières couvrent 22 % du territoire. Leur superficie varient de 40 km² à 1500 km² et leur épaisseur entre 40 m et 300 m. Une vingtaine de forages pompe de ces nappes 1 million de m3 /an en zone rurale et pour l’alimentation des villes de Tadjourah et d’Obock. La nappe alluviale de Tadjourah serait en grande partie alimentée par un flux souterrain depuis le massif volcanique à l’amont (Houmed-Gaba et al., 2006). Les aquifères des formations volcaniques de faible extension (< 2000 km²) reçoivent une recharge localisée à travers les lits d’oued (Jalludin et Razack, 1994). Ces aquifères volcaniques sont d’extension locale. Leurs épaisseurs dépassent assez souvent les 200 m. Les circulations hydrothermales qui s'installent dans ces formations finissent par boucher, complètement ou en partie, les fissures avec des dépôts de calcite et de silice, ce qui diminue considérablement la perméabilité de ces aquifères. C'est ainsi que les basaltes Adolei, la plus ancienne des formations volcaniques du pays sont aussi les moins perméables. Parmi les aquifères volcaniques locaux l’aquifère des basaltes du Golfe et de Somali est le plus intensément exploité à hauteur de 36000 m3 /jour. Cet aquifère alimente la ville de Djibouti. La série volcanique Stratoïde couvrent plus de 9000 km² de la surface du pays. Elle tapisse pratiquement tout l'arrière pays et se poursuit en Ethiopie au-delà des régions du fleuve Awash. Ces roches volcaniques contemporaines des basaltes du Golfe peuvent aller jusqu'à 1300 m d'épaisseur et occupent la majeure partie de la dépression Afar. De par ses dimensions considérables, il a été admis que cette unité volcanique formait l'aquifère volcanique régional. Les études préliminaires laissent supposer que cet aquifère est alimenté par un écoulement souterrain en provenance du fleuve Awash qui se trouve en Ethiopie (Houmed-gaba et al., 2002).
  31. 31. 31 2.2.4. PROBLEMATIQUE DE L’EAU 2.2.4.1. Situation climatique Le climat est tropical aride sur l'ensemble du territoire. En saison fraîche, la République de Djibouti est soumise aux alizés du nord-est. En été, elle se trouve dans la zone des vents équatoriaux d'ouest, mais l'essentiel des pluies apportées par ces vents humides tombent sur les montagnes éthiopiennes. Les précipitations sont donc très faibles (150 mm/an en moyenne) mais aussi très variables selon les années (maximum 300 mm/an, minimum 10 mm/an) et en fonction de l'altitude et de la distance à la mer. En raison de la topographie la pluviométrie est plus forte dans les massifs de Goda et Mabla, au nord du pays. La zone recevant le minimum de précipitation est la zone des plaines côtières du nord-est. L'évapotranspiration potentielle atteint son maximum (2750 mm/an) à l'intérieur du pays (CHA, 1982). Deux saisons principales sont distinguées : la saison chaude de juin à septembre et la saison fraîche d'octobre à mars séparées par une petite période intermédiaire (avril-mai). 70 % des pluies tombent entre octobre et mars. En raison de ce régime climatique sévère, la plupart des cours d'eau sont temporaires et ne coulent que quelques heures après les orages. Les précipitations, lorsqu'elles se produisent, sont souvent sous forme de grosses averses. La brutalité des grosses averses, les pentes des surfaces, la mince couche pédologique et l'absence de couvert végétal entraînent un fort ruissellement aboutissant parfois à des inondations catastrophiques. La plus récente date du mois d’avril 2004 ; le débordement meurtrier de l’oued Ambouli a inondé une partie de la capitale. 2.2.4.2. Approvisionnement en eau des populations En RDD l’absence des eaux de surface pérennes a poussé à rechercher l’eau des nappes souterraines. Les principales villes de l’intérieur du pays et la capitale pompent leurs eaux des nappes phréatiques à l’aide de forages. Dans le milieu rural c’est surtout à l’aide des puits à grand diamètre et de faible profondeur que l’eau est recueillie. Ces puits sont généralement implantés le long des lits des oueds. La répartition des forages est inégale sur l’ensemble des aquifères exploités. Elle n’obéit pas à la logique de la quantité des ressources disponibles, ni à l’étendue de l’aquifère. Cette répartition est fonction des besoins et donc de leur proximité aux grandes agglomérations (figure 2-3).
  32. 32. 32 Figure 2-3 : Répartition de la consommation en eau en RDD 2.3. ETAT DES CONNAISSANCES SUR L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI 2.3.1. HISTORIQUE DE LA PRODUCTION EN EAU L’aquifère qui alimente la ville de Djibouti, dans lequel sont implantés trente forages est, de loin, le plus exploité du pays. L’exploitation de cet aquifère, à l’aide de forages, a commencé en 1962 avec les trois premiers forages E1, E2 et E3. Auparavant la petite bourgade qu’était Djibouti puisait son eau d’un réseau de galeries drainantes souterraines qui captaient les eaux de ruissellements de pluies et les eaux de sous-écoulements des oueds (Neyrpic, 1953 ; Hauquin, 1978, Rayalleh, 2004). Ainsi vers 1960, deux millions de m3 d’eau par an alimentaient Djibouti. Avec l’accroissement de la population et l’augmentation du nombre de forages au gré des besoins l’exploitation atteint 12 millions de m3 pour l’année 2005 (figure 2-4). Ce volume est insuffisant pour couvrir tous les besoins de la ville, d’après l’étude prévisionnelle des besoins en eau de la ville de Djibouti effectuée par Lavalin-Tractebel (1993) pour le compte de Forages Puits Sources Gueltas Mares Milieu Rural OBOCK 2 forages 42 m3/h TADJOURAH 2 forages 70 m3/h DIKHIL 3 forages 45 m3/h ALI SABIEH 2 forages 70 m3/h DJIBOUTI 30 forages 1500 m3/h 0 27 54 Kms N Milieu Urbain OBOCK 2 forages 42 m3/h TADJOURAH 2 forages 70 m3/h DIKHIL 3 forages 45 m3/h ALI SABIEH 2 forages 70 m3/h DJIBOUTI 30 forages 1500 m3/h 0 27 54 Kms N Milieu UrbainMilieuMilieu Urbain Forages d’exploitation Forages d’exploitation
  33. 33. 33 l’ONEAD sur la base du recensement de la population de 1991. Les besoins de la ville en 2005 étaient de 16 Millions de m3 et passeront à 25 Millions en 2025. Figure 2-4 : Evolution de l’exploitation de l’aquifère de Djibouti (ONEAD, Dir Eau, CERD) 2.3.2. BILAN DES CONNAISSANCES GEOLOGIQUES SUR L’AQUIFERE 2.3.2.1. Les formations volcaniques L’aquifère de Djibouti se trouve dans les formations volcaniques de la plaine de Djibouti qui couvrent une surface de 600 km². Il s’étend vers le sud jusqu'à la frontière somalienne et il est bordé vers l’Ouest par les reliefs des zones d’Arta et du bloc d’Ali Sabieh. Sur cette zone affleurent trois séries volcaniques. Il s’agit de la série initiale du Golfe de Tadjourah affleurant aux bordures du Golfe de Tadjourah, de la série des basaltes Somali plus au Sud, et de la série des basaltes Goumarré intrusifs dans les Somali. Les basaltes du Golfe comprennent deux types de laves : les basaltes tholéitiques appauvris en terres rares légères issus du volcan Hayyabley dont l’origine est attribuée au manteau profond appauvri de type panache et des coulées basaltiques enrichies en LREE (terres rares légères) provenant de l’axe actuel du Golfe auxquelles sont associées des intrusions magmatiques alimentées localement par des centres éruptifs de type fissural (Daoud, 2008). Ce second type de basalte est le plus représenté. Les basaltes du Golfe (2.8-1.0Ma) de la plaine de Djibouti sont confinés sur un plateau côtier fracturé de 10x30km de dimension limité au sud, le long de l’oued Ambouli, par les basaltes Somali plus anciens. Les basaltes de la série initiale du Golfe sont souvent intercalés avec des niveaux sédimentaires détritiques d’origine marine ou continentale, des scories et des paléosols (Gasse et al. 1985). Ils sont caractérisés en surface par une importante altération en boules. Ils reposent en discordance sur les basaltes Somali au Sud et les basaltes de Dalha à l'Ouest. Les basaltes Somali ont une affinité géochimique transitionnelle et 0 2000000 4000000 6000000 8000000 10000000 12000000 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 Evolution du volume d’eau exploité Evolution du nombre de forage Volume d’eau (m3 ) Nombre de forage
  34. 34. 34 fortement enrichie en terres rares légères. Cette série est née de la fusion partielle du manteau profond enrichi ayant subi une contamination par les matériaux de la croûte continentale (Daoud, 2008). Les basaltes Somali datés de 7.2 - 3.0 Ma, couvrent la plupart de la plaine de Djibouti. Ils se présentent sous forme d’empilement de coulées basaltiques de 1 à 10 m d’épaisseur qui sont souvent séparées par des niveaux de brèches et/ou par des horizons de lapilli stromboliens. Les basaltes Somali couvrent la partie SE de la plaine de Djibouti et s’étendent en Somalie. Cette série est plus érodée que les basaltes du Golfe mais elle est relativement peu fracturée (Chessex, 1974). Les basaltes Somali sont découpés par trois corridors tectono-magmatique comprenant un essaim de cônes volcaniques et des intrusions de dykes-sill, daté de 1.7-2.4 Ma. Les basaltes Goumarré ont été injectés dans la série des basaltes Somali par un volcanisme fissural le long des accidents, globalement, parallèle à l’axe actuel du Golfe de Tadjourah (Daoud, 2008). Les formations des basaltes Somali, des basaltes du Golfe et des basaltes Goumarré forment le substratum de l’aquifère basaltique de Djibouti (Figure 2-5). Figure 2-5 : Carte géologique autour du Golfe de Tadjourah (d’après Daoud, 2008) 2.12 Age en million d’année
  35. 35. 35 Une récente étude de Daoud (2008) réalisée dans le cadre de sa thèse de doctorat a montré dans le forage de pk20-2, par analyse géochimique, la présence de basalte Somali à 223m de profondeur sous les basaltes du Golfe (figure 2-6). Figure 2-6 : Logs stratigraphiques des forages du pK20 (d’après Daoud, 2008). La fracturation des basaltes du golfe a été étudiée par plusieurs auteurs. Vincent (1990) a produit la première carte de fracturation au 1/50 000 des basaltes de la plaine de Djibouti basée sur l’étude stéréoscopique des photos aériennes IGN de 1973 (couverture au 1/25 000) et de 1984 (couverture au 1/15 000). Puis Jalludin (1993) a construit une carte de fracturation au 1/200 000 des basaltes de la plaine de Djibouti à partir d’image Spot (1/15 000). Dernièrement Daoud (2008) a établi une carte de fracturation à partir d’imagerie satellite SPOT4 en déterminant deux régions structurales : la zone côtière et la zone centrale. La direction prépondérante se situe entre N80 et N140 correspondant à la direction de la déchirure du golfe de Tadjourah. Une deuxième direction entre N20 et N50 est également observée. Les failles N80 et N140 décalent les coulées avec des rejets verticaux faibles au sud mais qui prennent de l’importance vers les côtes. La densité des failles normales va également en augmentant à l’approche de la mer. Des alignements de quelques petits cônes de scories avec coulées limitées prennent naissance sur les failles N140.

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