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Le Tchad des lacs

Partie 2. Dynamique des socioécosystèmes lacustres

Chapitre 8. Caractérisation des paramètres physicochimiques des eaux souterraines de la région du lac Iro

Guinbé Amngar et Abderamane Hamit

Texte intégral

Introduction

1Dans les bassins hydrogéologiques tchadiens, d’importantes ressources en eaux souterraines sont exploitables. Les ressources renouvelables annuellement sont estimées à environ 20 milliards de m3 (brgm, 1987). Ces ressources ont de multiples fonctions et usages. Si les eaux de surface sont essentielles pour la préservation de la biodiversité, pour l’agriculture, la pêche et l’élevage, les eaux souterraines constituent une ressource qui, du fait de sa plus forte résilience à la variabilité climatique, est d’une grande importance durant les périodes de sécheresse. Cette ressource en eau souterraine est localisée soit dans des grands systèmes aquifères sédimentaires continus couvrant 75 % du territoire, soit dans des aquifères discontinus localisés dans les formations superficielles latéritiques ou de socle (Ministère de l’Environnement et des Eaux du Tchad, 2003 ; Schneider, 2001a et 2001b).

2La mobilisation de la ressource stockée dans ces aquifères discontinus, qui sont caractérisés par de fortes hétérogénéités spatiales et une variabilité temporelle des processus de recharge, est souvent problématique. En atteste le faible pourcentage de réussite des forages obtenus par les programmes d’hydraulique villageoise en zone de socle ou latéritique (Vincent, 2010). Mobiliser ces ressources exige au préalable des études hydrologiques, géochimiques et géophysiques permettant une meilleure connaissance de leur fonctionnement et des processus de recharge.

3L’objectif de cet article est d’étudier le fonctionnement du système aquifère dans la zone du lac Iro et sa région, qui se trouve confrontée localement à d’énormes difficultés d’accessibilité aux eaux souterraines. Il s’agira en particulier de décrire le système hydraulique de son bassin versant et de caractériser les eaux de l’aquifère en effectuant des analyses hydrogéochimiques.

Site d’étude

4La région du lac Iro s’étend entre 9° 33’ et 10° 31’ de latitude Nord et entre 18° 20’ et 19° 40’ de longitude Est, couvrant une superficie d’environ 8 590 km2 avec 119 085 habitants (RGPH2, 2009 ; fig. 1). L’économie de la région est principalement basée sur des activités agropastorales. Cette région est soumise au climat de types sahélien et soudanien, recevant des précipitations comprises entre 600 et 1 300 mm par an. Le climat est caractérisé par deux saisons nettement différenciées : une saison sèche qui s’étend de novembre à mars, suivie d’une saison des pluies (Billon et Guiscafre, 1969). Ces variations climatiques s’expliquent essentiellement par les déplacements saisonniers de la zone de convergence intertropicale. Pour la période comprise entre 1940 et 1964, la quantité de précipitations annuelle a été estimée à 1 011 mm (Billon et Guiscafu, 1969), alors que de 1984 à 2014, elle a été de 943,5 mm (Source : Services d’exploitation et des applications météorologiques du Tchad, 2015) enregistrant une diminution de 67,5 mm, soit 6,7 %.

Figure 1. Localisation de la zone d’étude.

Figure 1. Localisation de la zone d’étude.

Source : Berthelot, 1958. Réalisation : Guinbé Amngar, septembre 2018.

5Les mesures de l’évaporation avec la méthode Piche varient entre 1 700 à 2 000 mm avec une forte valeur annuelle moyenne de 1 840,2 mm (Source : Services d’exploitation et des applications météorologiques du Tchad, 2015). La température moyenne mensuelle observée est de 28,3 °C avec une température maximale variant de 31 °C au mois d’août à 39,1 °C au mois de mars et une température minimale de 25,6 °C au mois d’avril à 16,7 °C au mois de décembre. Les humidités relatives maximales varient de 45,3 % en février à 84,7 % en août-septembre et les minimales de 11,2 % en février à 61,5 % en août.

Contexte géologique et hydrogéologique

6La zone d’étude repose sur le socle précambrien composé de granit calcoalcalin, de gneiss, de schistes et de quartzites (Louis, 1970). Ce socle affleure sous la forme de pointements rocheux (470 à 700 m) et d’inselbergs plus ou moins érodés. Le socle est recouvert par des formations sédimentaires, non métamorphisées, d’âge s’étendant du Tertiaire au Quaternaire (Billon et Guiscafre, 1969). En effet, le socle précambrien est recouvert d’abord par des formations sédimentaires continentales de nature sableuse à gréseuse avec la présence de cuirasses latéritiques. Ce sont des dépôts fluviolacustres correspondant aux séries inférieures et moyennes des « grès et sables paléotchadiens » (Wacrenier, 1953). Les formations quaternaires viennent recouvrir une partie de ces formations et se prolongent par les formations du sous-bassin Keïta (Schneider et Wolf, 1992a et 1992b). Ces formations correspondent à une série de dépôts fluviolacustres argilo-sableux à nodules calcaires avec localement la présence de cuirasses ferrugineuses subactuelles à actuelles, observées sur le pourtour du lac Iro. La plaine d’inondation (zone marécageuse) présente une très légère pente vers le sud-ouest (5 x 10-4 et 3 x 10-4) et n’a pour tout relief que les cordons sableux. L’ensemble de la plaine est inondé en saison des pluies sous des hauteurs d’eau variables, en moyenne de 0,80 à 1,20 m.

7Le socle cristallin affleure directement ou apparaît peu profond sous une couverture d’étendues sablo-argileuses. Les ressources en eau souterraine sont très limitées et liées aux fractures ouvertes du socle et à la frange d’altération qui résulte de la décomposition des roches sous l’action des agents climatiques, surtout à l’aplomb des fractures du socle. Une zone de transition « biseau sec » qui relie en pente douce le piémont des inselbergs sous un recouvrement argilo-sableux est peu propice à la recharge bien qu’elle jouisse des précipitations et des eaux d’inondation. Les formations du Continental terminal recèlent de puissantes couches sableuses avec une capacité de réserves exploitables estimées entre 72,5 et 145 Gm3 (BRGM, 1987). Ces ressources sont renouvelables : la lame d’eau infiltrée moyenne théorique est estimée à 83 mm et le volume renouvelable chaque année à 13 000 mm3 (BRGM, 1987). Une nappe phréatique générale est drainée dans les fonds de vallées par les cours d’eau (Schneider, 2001). La nappe phréatique du Quaternaire est peu profonde, à moins de 10 m en saison sèche. Elle est alimentée par les précipitations et principalement par les eaux du Barh Azoum-Salamat qui inonde l’ensemble de la dépression (Pias, 1970a et 1970b). Les nappes alluviales des vallées principales ont la puissance des alluvions qui peut atteindre 10 à 30 m. Ces nappes sous-fluviales sont réalimentées lorsque le lit mineur de la vallée réussit à traverser la couche limoneuse superficielle ou si, à l’occasion de fortes crues, l’eau de surface inonde l’ensemble de la vallée et réussit à s’infiltrer sur ses bordures.

Matériels et méthodes

8Les mesures et les prélèvements sur le terrain ont été effectués du 4 au 12 avril 2015 sur les différents sites d’étude dans le cadre du programme Gelt. Dix-huit échantillons ont été prélevés dans l’aquifère quaternaire (notés IRO-AQ dans le tableau 1, dans le lac (IRO-Lac) et la rivière (IRO-Riv) pour l’analyse des éléments majeurs (anions et cations).

Tableau 1. Résultats des paramètres physicochimiques des eaux mesurées in situ et des éléments majeurs analysés en laboratoire.

Tableau 1. Résultats des paramètres physicochimiques des eaux mesurées in situ et des éléments majeurs analysés en laboratoire.
  • 1 HydroSciences Montpellier.

9La filtration et les différentes fractions aliquotes des éléments majeurs et l’élément trace le strontium (Sr2+) ont été effectuées au laboratoire Cerege en France. L’analyse chimique des eaux a été réalisée par chromatographie ionique (modèle de la machine ICS1000 Dionex) au laboratoire HSM1 en France. Elle n’est représentative que lorsque la balance ionique est inférieure ou égale à 7 %. La température, le pH, la conductivité électrique (EC à 25 °C) et le potentiel redox (Eh) ont été mesurés sur le terrain au moment des prélèvements. Les mesures de l’alcalinité ont été effectuées par titration des espèces carbonatées (HCO3- ; CO32-) par un acide fort (H2SO4), après ajout de l’indicateur coloré (vert de bromocrésol).

10Les unités hydrogéologiques (zone de socle et zone sédimentaire) sont identifiées et caractérisées. Il y a eu quelques relevés piézométriques des forages et des puits existants. Nous avons également enrichi notre étude avec la base de données Siteau (Système d’information tchadien sur l’eau) du ministère chargé de l’eau au Tchad comprenant des données météorologiques et hydrologiques.

11De plus, nous nous sommes servis de la description lithologique des « cuttings » prélevés tous les mètres des sédiments traversés par les forages réalisés en 2010 dans le cadre du Programme d’hydraulique villageoise dans le Salamat et le lac Iro (phvsli), de leurs données des essais de débit et des connaissances géologiques et hydrologiques existantes (fig. 2a et 2b). Ces observations ont permis une reconstitution des successions lithologiques des unités hydrogéologiques (mise en évidence du socle cristallin et ses dépôts continentaux) et de déterminer quelques caractéristiques hydrodynamiques. À défaut d’un altimètre permettant d’avoir les altitudes réelles des points d’eau, nous avons utilisé des images SRTM (année 2001 à une résolution de 90 m) pour extraire les cotes du sol (Z) des différents points d’ouvrage par le logiciel ArcGIS10 et en déduire les cotes piézométriques. Les valeurs de celles-ci ont été calculées par le logiciel Surfer en utilisant une méthode de krigeage pour en déduire les courbes hydro-isohypses et la vue 3D du bassin hydrogéologique.

Figure 2a. Log stratigraphique des unités hydrogéologiques.

Figure 2a. Log stratigraphique des unités hydrogéologiques.

Source : Base de données Siteau, 2014. Réalisation : Guinbé Amngar, septembre 2015.

Figure 2b. Log stratigraphique des unités hydrogéologiques.

Figure 2b. Log stratigraphique des unités hydrogéologiques.

Source : Base de données Siteau, 2014. Réalisation : Guinbé Amngar, septembre 2015.

12Enfin, les cartes de distribution de teneur en ions ont été réalisées à l’aide des résultats d’analyse chimique des éléments majeurs à balance ionique inférieure à 7 % avec le logiciel libre Quantum GIS.

Résultats

Unités hydrogéologiques et caractéristiques hydrauliques des nappes

13Les coupes lithologiques relevées dans les différents sites de la zone ont conduit à l’établissement des différents profils et ont permis la mise en évidence de 3 types de nappes : les nappes généralisées, les nappes alluviales et les nappes individualisées (fig. 3). La profondeur de la surface des nappes généralisées est minimale (7,5 m à Tarangara/Baltoubaye) dans les plaines alluviales. Elle augmente quand on s’éloigne des vallées en direction du plateau du Continental terminal qui, portant le nom de « Koro » de Kyabé, présente une nappe dépassant 60 à 80 m de profondeur (Schneider, 2001) (117 m à Ballé/Kyabé mais avec un niveau hydrostatique à 380 m). Schneider (2001) indique que la productivité dans les formations du Continental terminal montre une forte hétérogénéité lithologique liée aux conditions de sédimentation fluviolacustre. Par contre, les forages de Ballé/Kyabé montrent des écarts plus faibles et certains secteurs sont caractérisés par des perméabilités relativement homogènes mais faibles à très faibles, par exemple à Tarangara et Guilako.

Figure 3. Répartition spatiale des unités hydrogéologiques de la zone d’étude.

Figure 3. Répartition spatiale des unités hydrogéologiques de la zone d’étude.

Sources : Projet Almy Bahaïm 1995-2009 ; Berthelot, 1958. Réalisation : Guinbé Amngar, juin 2018.

14La profondeur de la surface des nappes alluviales varie de 5 à 15 m dans les zones d’alimentation de bordure. Elle dépasse 25 m à Biobé/Singako. Par ailleurs, le lac Iro apparaît comme une vaste mare sans rôle notable dans l’alimentation de la nappe : un puits creusé sur sa bordure nord à Boum Kebir montre un niveau d’eau à 26 m. La productivité présente une forte hétérogénéité lithologique à travers les débits spécifiques des forages réalisés. C’est l’exemple des forages de la localité de Moufa/Boum Kebir qui ont chacun un débit spécifique de 11,29 et 22,58 m3/h/m. Ceux de Singako ont aussi chacun des débits de 5,81, 20,22 et 24,32 m3/h/m. Les débits spécifiques des nappes alluviales des vallées principales se situent entre 8,50 à 14,50 m3/h/m.

15Pour les nappes du socle, la profondeur des puits est en général de 42 à 55 m pouvant atteindre 69 m par exemple à Boum Kebir. La productivité est très faible comprise entre 0,04 à 0,59 m3/h/m. La zone « biseau sec » est un espace hydrogéologiquement défavorable où l’eau est à rechercher dans les fissures du socle, parfois dans des petites nappes perchées.

Paramètres hydrodynamiques

  • 2 La marge d’erreur des cotes du sol extraites des images SRTM par rapport aux données topographiques (...)

16Les niveaux statiques des ouvrages (de 3,56 à 117,03 m) et les cotes du sol extraites des images SRTM (comprises entre 360 et 526 m)2 ont conduit à déterminer les cotes piézométriques (comprises entre 348,95 et 435,70 m) permettant d’établir la carte piézométrique (fig. 4). Les différentes variations des altitudes des courbes hydro-isohypses, l’orientation des lignes de courant et la carte en 3D mettent en évidence le sens de l’écoulement des eaux souterraines, les dépressions et les dômes piézométriques (fig. 5). Trois dépressions sont localisées dans la partie exutoire de ce bassin. Ces dépressions se trouvent à Boum Kebir juste au nord du lac Iro, à Missidi/Singako et à Gnassi/Salamat.

Figure 4. Carte piézométrique autour du lac Iro.

Figure 4. Carte piézométrique autour du lac Iro.

Sources : SRTM 2001, résolution 90 m ; Berthelot, 1958 ; base de données Siteau, 2014. Réalisation : Guinbé Amngar, septembre 2015.

Figure 5. Le bassin hydrogéologique Azoum-Salamat en 3D.

Figure 5. Le bassin hydrogéologique Azoum-Salamat en 3D.

Sources : SRTM 2001, résolution 90 m ; Berthelot, 1958 ; base de données Siteau, 2014. Réalisation : Guinbé Amngar, septembre 2015.

Caractérisations physicochimiques des eaux souterraines

17Les résultats des analyses physicochimiques des échantillons prélevés sont présentés dans le tableau 1. La moitié des échantillons analysés sont en bon équilibre ionique. La température des eaux analysée varie entre 29,4 °C et 32,7 °C, avec une moyenne de 30,8 °C. Ces valeurs sont très proches de la température moyenne atmosphérique qui est de 28,3 °C. Le pH varie entre 6,40 et 6,88. La moyenne des valeurs pour les eaux souterraines est de 6,69. Globalement, les eaux souterraines présentent des valeurs de pH presque neutres. Les conductivités électriques mesurées sont comprises entre 88,60 et 549 µS/cm, avec une moyenne d’environ 204,27 µS/cm. Le potentiel redox (Eh) indique logiquement des conditions oxydantes pour les eaux souterraines. Seul un forage (village Moufa) indique des conditions réductrices (-62 mV). Les alcalinités mesurées varient de 48,80 à 309,88 mg/l avec une moyenne de 111,37 mg/l pour les eaux souterraines. Les valeurs les plus élevées sont localisées entre les deux dépressions de Boum Kebir et de Gnassi/Salamat au nord-est du lac Iro.

18Les teneurs en calcium sont comprises entre 6,97 mg/l et 43,75 mg/l avec une moyenne de 16,75 mg/l. Les concentrations en potassium des eaux souterraines de la zone d’étude présentent des valeurs relativement faibles, qui varient de 2,41 mg/l à 11,47 mg/l avec une teneur moyenne de 5,53 mg/l. La concentration maximale admissible est de 12,06 mg/l. Les eaux souterraines ont une concentration en Na+ qui varie de 4,14 mg/l à 51 mg/l dont la moyenne est de 15,73 mg/l, la concentration maximale admissible par la norme de l’OMS étant égale à 200 mg/l. Les teneurs en Mg2+ sont en dessous de la concentration maximale admissible qui est de 49,32 mg/l. Elles varient de 1,93 mg/l à 17,91 mg/l avec une moyenne de 5,35 mg/l. Les teneurs en Cl- varient de 0,32 mg/l à 2,93 mg/l avec une moyenne de 1,06 mg/l. Les teneurs en SO42- varient de 0,31 mg/l à 21,33 mg/l avec une moyenne de 4,48 mg/l. Un seul échantillon (Kofoï) a fait l’objet de l’analyse de cet ion avec une teneur en NO3- de 0,46 mg/l.

19Les résultats montrent donc que les eaux sont dominées par des faciès bicarbonatés calciques et magnésiens et des faciès bicarbonatés sodiques et potassiques (fig. 6). Le faciès bicarbonaté calcique se rencontre dans la quasi-totalité des eaux des nappes. Ce faciès pourrait être influencé par les eaux de surface dominées par les carbonates.

Figure 6. Diagramme de Piper des eaux de la zone du lac Iro et son bassin versant.

Figure 6. Diagramme de Piper des eaux de la zone du lac Iro et son bassin versant.

20Les eaux bicarbonatées sodiques (et potassiques) représentent 10 % des eaux analysées. Elles se rencontrent dans la zone marécageuse de la zone d’étude.

Discussion

Paramètres physicochimiques

21On observe que les forages captant des eaux circulant dans les roches du socle et sur le pourtour du lac Iro présentent les valeurs de conductivité les plus élevées (549 à 1 012 µS/cm). Cela suggère que cette variation de la conductivité pourrait être issue d’une dissolution des arènes granitiques. Les valeurs les plus faibles (65,5 à 199,7 µS/cm) sont observées dans les forages captant les aquifères qui pourraient être alimentés par l’infiltration des eaux météoriques et/ou les eaux de surface. L’évolution de l’alcalinité en fonction de la conductivité électrique montre une tendance normale dans ce type d’environnement marqué par l’absence de formations évaporitiques (fig. 7).

Figure 7. Évolution des ions bicarbonates HCO3- en fonction de la conductivité électrique (voir légende des couleurs figure 6).

Figure 7. Évolution des ions bicarbonates HCO3- en fonction de la conductivité électrique (voir légende des couleurs figure 6).

Distribution des teneurs des ions

22La figure 8 présente la distribution pour chaque cation dans le bassin versant. On observe que les valeurs les plus élevées en calcium sont mesurées dans les forages des nappes du socle et dans les dépressions piézométriques. Cette teneur en ion calcium suggère, en se basant sur la carte piézométrique, que le sens de l’écoulement des eaux est orienté vers les dépressions et la minéralisation en Ca2+ pourrait se faire au cours du cheminement soit par l’altération des matériaux éluviaux (résidus des roches désagrégées) ou des plagioclases calcosodiques (les argiles), soit par la dissolution de carbonate de calcium à travers les nodules calcaires. Les plus fortes teneurs en potassium sont plus largement représentées en amont du bassin versant et seraient fonction du degré d’altération des minéraux des roches intrusives. Les concentrations en sodium sont importantes autour du lac Iro et dans la zone de la dépression piézométrique. Cette prédominance pourrait résulter de l’altération accentuée de matériaux à forte concentration en fer possédant des plagioclases sodiques (albite) et des orthoses sodipotassiques (anorthose). Les fortes concentrations en strontium sont observées au centre des dépressions piézométriques dans les forages des nappes du socle. Ces concentrations en Sr2+ nous laissent penser que quand l’écoulement se fait exclusivement dans des matériaux détritiques de façon relativement lente, la teneur en Sr2+ est faible. Cependant dans les zones d’altération des roches intrusives où l’écoulement est relativement rapide, il y a une plus forte teneur en Sr2+. Cela suggère que cet élément peut avoir comme origine l’altération des formations granitiques (Abderamane, 2012).

Figure 8. Répartition spatiale de la teneur en cation : Ca, K, Na, Sr, Mg

Figure 8. Répartition spatiale de la teneur en cation : Ca, K, Na, Sr, Mg

23Cette concentration pourrait aussi être accentuée par le phénomène d’évaporation. La figure 9 montre la distribution de l’ion HCO3-. On observe que plus la concentration en HCO3- est élevée, plus la conductivité électrique est importante et inversement. L’analyse de la carte d’isovaleurs en bicarbonate révèle qu’elle est superposable à celle des conductivités électriques. Elle permet aussi d’indiquer une augmentation de la teneur du sud-ouest vers le centre de la dépression (nord-est). L’enrichissement des eaux souterraines en HCO3- pourrait être lié à la typologie des eaux météoriques dont l’apport des HCO3- serait dû à l’infiltration météorique, à l’altération des plagioclases calciques, à la dissolution de carbonate de calcium des nodules calcaires et/ou à la dissolution d’hydrogénocarbonate de sodium (ou bicarbonate de soude : natron). Les fortes teneurs en magnésium sont localisées dans la zone de la dépression piézométrique (fig. 8). Les valeurs les plus élevées pour le chlore sont localisées au nord-est à proximité de la dépression au puits de Madjok (0,44 meq/l). La carte d’isovaleurs en sulfate montre les teneurs les plus faibles dans la quasi-totalité de la zone d’étude où elles sont inférieures à 0,05 meq/l. (fig. 10). Dans le sens de l’écoulement des eaux vers les dépressions, la minéralisation en Mg2+, Cl- et SO42- pourrait se faire au cours du cheminement. Cette concentration pourrait aussi être accentuée par le phénomène d’évaporation.

Figure 9. Répartition spatiale des teneurs en bicarbonate et de la conductivité électrique.

Figure 9. Répartition spatiale des teneurs en bicarbonate et de la conductivité électrique.

Figure 10. Répartition spatiale des teneurs des ions chlorure et sulfate.

Figure 10. Répartition spatiale des teneurs des ions chlorure et sulfate.

Conclusion

24Les résultats de cette étude apportent des données originales contribuant à la compréhension du fonctionnement hydrodynamique et hydrochimique du système aquifère du lac Iro et de sa région. Les cartes piézométriques réalisées en 2D et en 3D du bassin hydrogéologique ont mis en évidence les zones de dépression piézométrique (Boum Kebir, Missidi et Gnassi) et le dôme piézométrique. L’évolution du gradient hydraulique a une direction nord-est vers les dépressions, suggérant un temps de résidence relativement long dans l’aquifère favorisant ainsi sa minéralisation. Cette étude montre aussi que la position perchée du lac Iro et du recouvrement argilo-sableux de sa zone recevant les précipitations et les eaux d’inondation par rapport à la nappe d’eau souterraine ne constitue pas leur pôle de recharge directe.

25L’étude hydrochimique fait ressortir une zone de mélange des eaux souterraines au lac Iro et ses environs où les eaux minéralisées sont supposées être issues d’une part de la dissolution des minéraux contenus dans la matrice des roches encaissantes de l’aquifère, et d’autre part, de l’évaporation des eaux provenant de la partie amont au nord-est du bassin hydrogéologique. Les eaux faiblement minéralisées se rencontrent au sud-ouest de la zone d’étude dans la partie aval du bassin hydrogéologique. Le recouvrement de cette partie est essentiellement constitué des matériaux détritiques (sableux, sablo-argileux) bien arrosés par les précipitations, les eaux d’inondation et les eaux des vallées. Ce sont ces secteurs qui constituent les pôles de recharge directe.

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Notes

1 HydroSciences Montpellier.

2 La marge d’erreur des cotes du sol extraites des images SRTM par rapport aux données topographiques IGN 1960 est estimée à ± 3 m.

Auteurs

Guinbé Amngar, hydrologue, étudiant, université de N’Djamena, département de géologie, N’Djamena, Tchad.

Abderamane Hamit, hydrogéochimiste, enseignant-chercheur, université de N’Djamena, Insem, N’Djamena, Tchad.

© IRD Éditions, 2019

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540

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