Étude géochimique et isotopique de la nappe phréatique de la plaine du Kef (Nord-Ouest tunisien)

ARTICLE

Auteur(s) : Younes HamedYounes Hamed, Hamed Ben Dhia

École nationale d'ingénieurs de Sfax (Enis) Laboratoire Eau Énergie et Environnement (L3E) L3E-ENIS-SFAX 3038 Sfax Tunisie

Le Nord-Ouest tunisien connaît depuis les années 1950 un important essor économique avec un grand développement des activités agricoles et industrielles associé à une forte expansion démographique. Par conséquent, les eaux souterraines de ce bassin sont de plus en plus sollicitées par les habitants du monde rural. Ce bassin fait partie d'une région naturelle où les ressources en eaux souterraines constituent la principale source d'approvisionnement. Ces ressources se répartissent entre la nappe phréatique du Mio-Plio-Quaternaire (MPQ) et la nappe profonde du Miocène (M) et celle du Complexe Terminal (CT). La nappe du MPQ contribue à elle seule à plus de 70 % des besoins en eau potable et en eau d'irrigation [1].

Ainsi, on note une dégradation qualitative et quantitative de ces eaux dans les périmètres irrigués résultant des contraintes naturelles (climat généralement de type semi-aride et variabilité importante des hauteurs des précipitations) [2] et anthropiques (surexploitation des ressources). L'objectif de cet article est de comprendre le processus de minéralisation et l'hydrodynamisme des eaux souterraines de la nappe phréatique de la plaine du Kef en utilisant des outils chimiques (éléments majeurs) et isotopiques (¹⁸O, ²H et ¹⁴C).

Cadre général, géologique et hydrogéologique

Le bassin de la zone d'étude couvre une superficie d'environ 120 km² et se divise en deux parties : au sud-ouest du Kef, une région assez large drainée vers l'ouest par les oueds Et Tine et Rmal, et à l'est du Kef le secteur est drainé par les oueds Saboun, Cheria et Lahmar. Ce réseau hydrographique ne coule que durant la période humide qui coïncide avec la période de recharge des aquifères (octobre à avril), le reste de l'année (mai à septembre) les oueds sont à sec.

Les précipitations moyennes interannuelles ne dépassent pas les 500 mm et les températures sont modérées avec une moyenne annuelle de l'ordre de 18 °C pour tout le bassin [2].

La série stratigraphique affleurante de la zone d'étude s'étale du Turonien au Quaternaire. Du point de vue géologique et hydrogéologique, l'aquifère phréatique de la plaine du Kef est logé dans des niveaux quaternaires sableux avec quelques intercalations argilo-gypseuses. Ces niveaux sont séparés de l'aquifère profond du Miocène par des formations argileuses, sableuses et gréseuses d'âge Mio-Pliocène (figure 2).

Dans la région du Kef, l'étude géophysique [8] a montré l'existence de cinq formations à intérêt hydrogéologique. De bas en haut, on rencontre sur le socle paléozoïque les formations suivantes :

• – la formation Zebbag d'âge Sénonien–Turonien ;
• – la formation Abiod d'âge Campanien–Maastrichtien ;
• – la formation Metlaoui d'âge Eocène inférieur ;
• – le remplissage mio-plio-quaternaire (MPQ) objectif de notre étude (formations Béglia et Segui).

La formation Beglia a été définie par Burollet en Tunisie centrale [9]. Elle est constituée de plusieurs séquences grano-croissantes de sables siliceux blancs, moyens à grossiers, à stratifications obliques et à dragées de quartz, intercalées avec quelques alternances d'argiles grises vers le sommet. L'environnement de dépôt correspond à un milieu fluviatile et localement fluviatile à embouchure de delta [10]. La partie basale de cette formation constitue par sa nature lithologique (porosité totale 35 %), son extension et sa puissance, l'aquifère le plus important du bassin du Kef.

La formation Segui est constituée d'une série essentiellement sableuse surmontée par des passées métriques de sables fins argileux de couleur rouge clair à rose, localement chenalisés, qui alternent avec des argiles rouge brique litées d'épaisseur variable, des paléosols, et des niveaux de silts argileux roux clair gypsifère. Vers le sommet dominent les sables silteux argileux massifs roses, intercalés avec plusieurs niveaux conglomératiques à galets et blocs émoussés. L'âge de cette formation s'étale du Miocène supérieur jusqu'au Quaternaire [9, 11].

La perméabilité de ce remplissage MPQ varie entre 3,7.10^-3 et 14,3.10^-3 m/s pour la formation Beglia, alors qu'elle varie entre 11,5.10^-5 et 26.10^-4 m/s pour la formation Segui [12]. Cette variation de perméabilité dépend essentiellement de la profondeur des points d'eau et de la nature lithologique des aquifères.

L'alimentation de la nappe phréatique (MPQ) est régie principalement par les précipitations, l'infiltration des eaux d'irrigation et par l'alimentation latérale à partir des affleurements des terrains crétacés en bordures sud et nord-est. L'écoulement général de la nappe se fait du centre de la plaine vers le sud-ouest et vers le nord-est, à cause de l'existence d'un « anticlinal en subsurface : ride du Kef » au centre de la plaine provoquant la séparation des eaux souterraines [13] (figure 3).

Depuis quelques années, l'augmentation de l'exploitation des eaux souterraines surtout dans les zones des périmètres irrigués, a conduit à une baisse de la piézométrie, entraînant l'extinction de l'artésianisme et le tarissement généralisé des sources situées essentiellement sur le flanc nord de la plaine (synclinal perché de Dyr El Kef). Ce rabattement est justifié par les débits excessifs et permanents des pompages. L'exploitation actuelle de la nappe phréatique est de l'ordre de 5,8 Mm³/an [12], alors qu'elle était de l'ordre de 1,98 Mm³/an en 1966 [14]. Cela est dû principalement à l'augmentation du nombre des puits de surface qui est passé de 267 à 691 puits en 35 ans.

Échantillonnages et techniques analytiques

Les paramètres physico-chimiques non conservés (pH, température, conductivité électrique) ont été mesurés in situ. Les échantillons d'eau prélevés au niveau des différents puits de surface de la plaine du Kef ont fait l'objet d'une analyse chimique complète (tableau 1). Les éléments majeurs ont été déterminés au Laboratoire de radio-analyses et environnement (LRAE) de l'Ecole nationale d'ingénieurs de Sfax (Enis). Les méthodes utilisées sont la titrimétrie et la chromatographie ionique (appareil de type BECKMAN). Les teneurs isotopiques des eaux (¹⁸O et ²H) ont été analysés au Laboratoire de la section Hydrologie isotopique de l'Agence internationale de l'énergie atomique (AIEA) à Vienne. Les incertitudes analytiques sur les mesures sont de ± 0,2 ‰ pour l'oxygène 18 et ± 2 ‰ pour le deutérium. Les activités en carbone-14 ont été mesurées au LRAE par scintillation liquide sur le CO₂ obtenu par l'attaque du BaCO₃, précipité sur le terrain, par de l'acide phosphorique.

Tableau 1 Résultats des analyses géochimiques des eaux de la nappe phréatique de la plaine du Kef (décembre 2001).

Résultats hydrochimiques et interprétations

Paramètres mesurés in situ

Salinité et faciès chimique

Les zones de fortes salinités (3 à 4,5 g/L) s'observent principalement dans les régions d'El Marja et la zone au sud-ouest du bassin d'étude qui coïncident avec des zones de fortes activités agricoles et avec une exploitation intensive de la nappe phréatique. De même, cette forte salinité peut être due à l'enrichissement de la nappe en sels provenant probablement des apports des oueds qui lessivent les formations évaporitiques (triasiques) provenant des chaînes limitrophes (figure 4).

La minéralisation totale des eaux souterraines du bassin de la plaine du Kef varie largement en fonction des variations des épaisseurs et des faciès de la formation captée. Au cours de cette période humide, les eaux souterraines de cette plaine sont caractérisées par des valeurs de résidu sec qui sont comprises entre 0,62 et 4,5 g/L.

La représentation des concentrations en éléments majeurs sur le diagramme de Piper (figure 5) [15], montre que les eaux échantillonnées sont généralement du type sulfaté-calcique à chloruré-sodique.

Acquisition de la charge saline

Pour mieux comprendre le processus de minéralisation des eaux souterraines, nous avons étudié les relations des éléments majeurs avec l'ion chlorure (figure 7). La relation entre les sulfates et les chlorures (figure 7A) montre que la majorité des points se trouve au-dessus de la droite de pente 1, l'enrichissement de ces points en sulfates étant lié à la présence de dépôts évaporitiques (apports solides des oueds) dans l'aquifère et/ou à une contamination d'origine agricole [16-18]. Dans cette zone à forte activité agricole, l'infiltration des eaux d'irrigation, chargées en sels et en fertilisants (les sulfates constituent l'un des principaux composants des fertilisants utilisés dans la région), se trouve facilitée par la faible profondeur de la nappe (3 à 10 m) et par la nature lithologique des terrains aquifères. Le graphique Na⁺ versus Cl^- (figure 7B) montre un excès de sodium. Étant donné que la teneur en Na⁺ devrait équilibrer la teneur en Cl^-, l'excès en Na⁺ est expliqué par l'abondance des faciès de feldspath dans les dépôts MPQ et/ou par une dissolution des dépôts triasiques au niveau du Jebal Lorbeus où se situe la zone de recharge de cet aquifère. La relation entre Ca²⁺ et le Cl^- (figure 7C) illustre bien un excès de Ca²⁺ vis-à-vis de Cl^-, ce qui témoigne d'un processus de dissolution du gypse (CaSO₄ ,2H₂O) ou de l'anhydrite (CaSO₄). L'effet de la dissolution est d'ailleurs observé dans la relation entre les ions SO₄^2- et Ca²⁺ (figure 7D) où le déficit en Ca²⁺ est en relation avec l'échange de base avec les minéraux argileux présents en abondance dans cet aquifère.

La relation entre Mg²⁺ et Cl^- (figure 7E) montre un léger appauvrissement en Mg²⁺, peut-être dû à la précipitation de dolomie qui est caractérisée par un appauvrissement en Mg²⁺ et un enrichissement en Ca²⁺ : l'effet de cette précipitation est observé dans la relation Mg²⁺/Ca²⁺(figure 7F). Le graphique de HCO₃^-/Ca²⁺ (figure 7G) montre que la dissolution des minéraux carbonatés est limitée et qu'il y a une autre origine de Ca²⁺, ce que confirme aussi le graphique de Ca²⁺ + Mg²⁺/HCO₃^- (figure 7H). D'après ces analyses, le potassium est présent avec des teneurs très faibles pour la majorité des points d'eau, en relation avec la composition initiale des eaux et/ou à la forte consommation de cet élément par les plantes photosynthétiques dans la zone non saturée.

Les indices de saturation sont utilisés aussi pour évaluer le degré d'équilibre entre l'eau et le minéral afin de mettre en évidence les différents stades de l'évolution géochimique des eaux qui se traduisent par une variation de ces indices. La connaissance des saturations des eaux vis-à-vis de certains minéraux apporte des éléments nouveaux à la compréhension des phénomènes d'équilibre dans les eaux. Par ailleurs, elle permet de dire sous quelles formes chimiques certains éléments sont transportés dans les solutions. Par conséquent, il est recommandé de considérer que le domaine de saturation est obtenu pour des valeurs comprises entre - 1 et 1 [19].

La majorité des échantillons présentent une légère saturation vis-à-vis de la calcite (CaCO₃), de l'aragonite (CaCO₃) et de la dolomite ((Ca,Mg)(CO₃)₂) (figures 8A, 8B et 8C) et par conséquent, une éventuelle précipitation de ces minéraux carbonatés. Quelques échantillons sont en équilibre ou légèrement sous-saturées vis-à-vis de ces mêmes minéraux carbonatés. En effet, une éventuelle dissolution de ces minéraux peut contribuer à l'acquisition de la charge saline des eaux souterraines. La dissolution du gypse est confirmée à travers la relation inversement proportionnelle entre l'indice de saturation des eaux vis-à-vis de ce minéral et la somme des ions issus de l'éventuelle dissolution (figure 8D).

La répartition spatiale des nitrates (figure 9) montre que les eaux très riches en NO₃^- (supérieur à 0,8 méq/L) sont localisées dans les périmètres irrigués à forte activité agricole, qui indique l'existence d'une recharge par retour des eaux d'irrigation. L'infiltration des eaux de pluie efficaces lors des périodes humides et des eaux d'irrigation qui percolent à travers la zone non saturée entraîne alors ces nitrates vers la nappe (recyclage des eaux d'irrigation chargées en sels et pesticides agricoles). L'origine probable de ces nitrates est l'utilisation intensive des engrais chimiques pour la fertilisation des sols. Les eaux à teneurs réduites en NO₃^- (> 0,8 méq/L) sont observées au niveau des zones de faibles activités agricoles et dans les zones situées à proximité des berges des oueds où on note l'effet de dilution des eaux souterraines par les eaux douces de précipitation.

Résultats isotopiques et interprétations

Oxygène-18 et deutérium

Pour interpréter les données isotopiques de la zone d'étude, on a représenté les teneurs en isotopes stables de la molécule d'eau dans un diagramme δ¹⁸O/δ²H (figure 10), en se référant à la fonction entrée (eau de pluie) représenté par les droites météoriques mondiale (DMM) [20] et locale (DMS). La DMS [21] choisie est celle de la station de Sfax appartenant au réseau (GNIP : 6075000) [22] de l'AIEA et la plus proche de la zone d'étude (250 km).

Les précipitations de la région de Sfax sontcaractérisées par un enrichissement isotopique (¹⁸O = - 4,6 et ²H= - 23,3‰ versus SMOW, eaux des océans standard moyennes (Standard Mean Ocean Water) par rapport aux précipitations de la région du Kef (¹⁸O = -6,45 et ²H= -41,7‰ versus SMOW). Les teneurs en isotopes stables des eaux de la nappe phréatique de la plaine du Kef, analysées dans le cadre de ce travail, montrent une large variation. En effet, les teneurs en oxygène-18 varient entre - 4,50 et - 0,82‰ versus SMOW avec une moyenne de - 2,66‰ versus SMOW. Les teneurs en deutérium varient quant à elles de - 37 à - 17,8‰ versus SMOW avec une moyenne de - 27,4‰ versus SMOW, alors que les teneurs de ces isotopes des eaux de pluie varient entre un maximum au cours du mois de mai « e » (- 4,12‰ versus SMOW pour ¹⁸O et - 22,6 ‰ versus SMOW pour ²H) et un minimum au cours du mois de janvier (- 8,45‰ versus SMOW pour ¹⁸O et - 55,4 ‰ versus SMOW pour ²H) : il est donc clair que la variation de la température saisonnière joue un rôle important dans cette variation isotopique sans oublier bien sûr le rôle de l'origine mixte (méditerranéen et atlantique) des masses d'air [23]. Reportés sur un diagramme δ²H/δ¹⁸O (figure 10), l'ensemble des points prélevés de la nappe phréatique se place sous la droite des précipitations mondiales (DMM) (δ²H= 8δ¹⁸O +10 ; [20]) traduisant une évaporation des eaux dans la zone non saturée et/ou dans la nappe elle-même. Une éventuelle évaporation des gouttelettes d'eau au cours de leur chute pourrait aussi exister (mois d'avril « d » et de mai « e ») ; cela est éventuellement étroitement lié à un pouvoir évaporant assez élevé de l'air au cours de cette période qui facilite le processus d'évaporation.

Ce diagramme montre aussi que les eaux de précipitations collectées au cours de cette période humide se localisent de part et d'autre de la droite météorique de Sfax (DMS) (δ²H= 8δ¹⁸O +13,5 ; [21]). Elles sont appauvries en isotopes stables de la molécule d'eau par rapport aux eaux de l'aquifère phréatique, ce qui confirme que ces eaux souterraines subissent une grande évaporation dans la zone non saturée et/ou saturée, alors que l'évaporation est très faible au cours de la chute (entre l'altitude de leurs formations et le sol). Cet enrichissement isotopique relativement important des eaux souterraines de l'aquifère phréatique, conduit à admettre que ces eaux peuvent résulter des précipitations récentes évaporées. Ceci est facilité par la nature lithologique sablo-gréseux des couches sus-jacentes et par la faible profondeur des points d'eau (inférieure à 10 m).

L'intersection de la droite d'évaporation avec celle de la précipitation mondiale (DMM) affiche une valeur de - 7,3 ‰ versus SMOW pour l’¹⁸O et - 48,3 ‰ versus SMOW pour le ²H. Ces valeurs représentent la composition isotopique initiale des eaux des précipitations qui ont contribué à la recharge de la nappe avant leurs infiltrations et avant toute évaporation. Les valeurs isotopiques moyennes des eaux souterraines lors des trois premiers mois (janvier « a », février « b » et mars « c ») sont de l'ordre de - 7,5 ‰ versus SMOW pour l’¹⁸O et -46,4 ‰ versus SMOW pour le ²H. Il s'agit donc de précipitations d'une époque climatique récente qui ont rechargé l'aquifère phréatique lors de la période hivernale favorable à cette recharge.

Les points des échantillons situés près de la DMM (groupe II) indiquent vraisemblablement une infiltration rapide et une faible évaporation des eaux de pluie. Les zones préférentielles pour cette recharge sont localisées le long des berges des cours d'eau et aux piedmonts des reliefs. En revanche, les points représentatifs (groupe I) des échantillons qui sont situés loin de la DMM témoignent de l'effet d'évaporation intense au cours d'une infiltration spatiale relativement lente loin des berges des oueds. Ces eaux évaporées peuvent résulter d'une recharge par le retour de l'eau d'irrigation (return flow) essentiellement dans les périmètres irrigués, comme il a été démontré par la présence de taux élevés de nitrates dans les eaux souterraines.

L'effet d'évaporation des eaux de la nappe est d'ailleurs mis en évidence par le diagramme δ¹⁸O en fonction de la minéralisation des eaux (figure 11). En effet, l'accroissement de la salinité (RS) est accompagné d'un enrichissement isotopique pour un grand nombre de puits de surface et témoigne aussi de l'existence de deux groupes (I et II) faiblement et fortement évaporés déjà démontrée au niveau de la figure 10. Cependant, quelques points montrent que la salinité est en grande partie acquise par dissolution des minéraux évaporitiques (interaction eau-roche), ce qui est confirmé par l'étude des indices de saturation (figure 8).

Si on compare les teneurs moyennes en ¹⁸O et en ²H des eaux souterraines (- 2,66 et - 27,4 ‰ versus SMOW) de la zone d'étude avec des teneurs moyennes des précipitations pondérées à la station régionale de Sfax (Pluie_Sfax dont les hauteurs dépassent 5 mm, favorables à la recharge des aquifères : ¹⁸O = - 4,6 et ²H= - 23,3‰ versus SMOW) [21], on remarque que les compositions isotopiques des eaux de l'aquifère phréatique sont très proches de celle des précipitations de la région de Sfax, d'une part, et des précipitations estivales (mois de mai (e) : ¹⁸O = - 4,12 et ²H= - 22,6‰ versus SMOW) de la région du Kef, d'autre part. On peut donc dire que les eaux phréatiques de l'aquifère peuvent résulter des précipitations actuelles évaporées, facilitées par la nature lithologique (niveaux sableux de MPQ) et les faibles profondeurs des points d'eau.

La localisation des points de précipitations entre les deux droites (DMM et DMS) témoigne de précipitations d'origine mixte, l'une enrichie – d'origine méditerranéenne – et l'autre appauvrie – d'origine atlantique [23].

Dans le digramme δ¹⁸O versus δ²H, (figure 10) les points représentatifs de ces eaux s'alignent sur une droite de pente 4 reflétant l'effet du phénomène d'évaporation et indiquant vraisemblablement une recharge par les eaux évaporées du retour d'irrigation. Par ailleurs, les eaux de cette nappe phréatique se répartissent en deux groupes bien individualisés. Le premier groupe est représenté par les puits de surface (Henda Slimi « 35 », Mourad Bougrine « 61 » et Kaled Kaddech « 378 »), localisés dans les zones d'exutoires du bassin de la plaine du Kef. Ces points d'eaux se distinguent par un enrichissement en isotopes stables (de - 2,55 à - 0,82 ‰ pour l’¹⁸O et de  25,6 à - 17,8 ‰ pour le ²H). Ce groupe refléterait une signature isotopique d'évaporation intense. Le second groupe est constitué par les autres puits de surface, les eaux de ce groupe se distinguant par des teneurs appauvries en isotopes stables (de - 4,5 à - 3,37 ‰ pour l’¹⁸O et de -37 à - 28,1 ‰ pour le ²H). Ce groupe refléterait une signature isotopique d'évaporation moins intense que le premier groupe.

Tableau 2 Résultats des analyses isotopiques des eaux de précipitation (station du Kef, 2001).

Activité du carbone-14 (¹⁴C)

Les zones caractérisées par de fortes activités en carbone-14, témoignent de l'arrivée d'eau récente par les cours d'eau et les affleurements crétacés, considérés comme des zones de recharge de la plaine du Kef.

Les résultats isotopiques (¹⁸O, ²H et ¹⁴C) témoignent d'une importante contribution d'eau récente dans la nappe phréatique de la plaine du Kef notamment à l'est de la plaine. Dans la zone d'El Marja (des zones les plus dépressives, profondes et surexploitées) les résultats indiquent une remontée des eaux relativement anciennes par drainance verticale, ou des eaux provenant des strates inférieures de l'aquifère phréatique (strates qui sont généralement caractérisées par des eaux relativement anciennes), associée ou non a un effet de mélange entre ces deux pôles d'eau.

Conclusion

• – interaction eau-roche : la circulation plus ou moins prolongée des eaux dans l'aquifère de nature sableuse et/ou à la surface de nature argilo-sableuse (apports solides des oueds : dépôts triasiques de nature argileux) s'accompagne d'une interaction eau-roche par le phénomène de dissolution et entraîne donc une augmentation de la minéralisation des eaux ;
• – activités anthropiques (agricole) : l'évaporation à la surface du sol et dans les premiers horizons après chaque irrigation entraîne une augmentation progressive de la salinité des solutions de la zone non saturée. L'infiltration des eaux d'irrigation et des pluies efficaces chargées en sels et surtout en chlorures qui sont des ions très mobiles, contribue à l'augmentation de la salinité des eaux souterraines de la plaine du Kef. Sans oublier l'effet de la surexploitation dans les zones à forte activité agricole qui font appel à des eaux des strates inférieures qui sont généralement plus minéralisées.

L'outil isotopique (¹⁸O, ²H et ¹⁴C) a montré l'existence de deux types d'eau : i) des eaux récentes qui sont le résultat d'une recharge actuelle ; et ii) des eaux plus au moins anciennes, qui pourraient être en relation avec des échanges avec les aquifères sous-jacents et/ou des strates inférieures du même aquifère phréatique. Cette méthodologie isotopique a montré l'influence de l'évaporation au cours des chutes, à la surface et/ou au cours de l'infiltration des eaux. Les différences de teneurs isotopiques entre nappe superficielle et précipitations peuvent être expliquées par une contribution des eaux de la nappe profonde aux nappes superficielles. La différence de charge entre nappe profonde et nappes superficielles, pour partie naturelle, mais encore accrue à la suite de l'exploitation intensive des eaux de l'aquifère superficielle, favorise une drainance ascendante. Les teneurs isotopiques de ces eaux souterraines refléteraient donc un mélange entre les eaux de recharge par les précipitations actuelles sur le bassin et les eaux remontant de la nappe profonde.

Références

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