INTRODUCTION

1L’Afrique sahélienne subit depuis une vingtaine d'années un déficit de pluviosité très dommageable à la recharge des aquifères superficiels. Dans le même temps cette fragilité naturelle est accentuée par la croissance démographique et le développement des centres urbains. Ainsi, après un rappel sur les modalités de la recharge des aquifères et l’étude du fonctionnement naturel d’un bassin-versant du Sénégal (Casamance), on développe les problèmes liés à la surexploitation des aquifères qui alimentent l’agglomération de Dakar.

I. SÉCHERESSE SAHÉLIENNE ET RECHARGE DES NAPPES

A. Précipitations

2Depuis l'année 1970, un important déficit de précipitations a été observé au Sahel. L’importance du phénomène est bien visible sur la répartition des précipitations cumulées (fig. 1), qui présente un point de brisure vers 1970 ; la pente est plus faible pour les années plus récentes. La moyenne mobile des précipitations à Dakar, calculée au pas annuel sur 5 ans, montre la même rupture de la distribution à partir de l’année 1969 (fig. 2). Cette méthode permet de lisser les fluctuations des hauteurs de pluies annuelles, donc de caractériser des variations à plus grande période. La pluviosité passe ainsi de 571 mm/an entre 1921 et 1969 à 334 mm après cette date. Géographiquement, les trois stations sénégalaises représentées (fig. 3) montrent ce phénomène de sécheresse, qui a pour effet de réduire les écarts entre les stations pluvieuses (Ziguinchor en Casamance) et les stations peu pluvieuses (Dakar et St. Louis au nord).

B. Recharge

3- Mode de recharge : Par rapport aux nappes de la zone tempérée, celles du Sahel montrent un fonctionnement original : l’alimentation peut se faire par infiltration diffuse des précipitations, mais, compte tenu de l’importance de l’évapotranspiration potentielle (plus de 4 000 mm/an dans le Ferlo au nord du Sénégal), cette infiltration n’est pas le mode majeur de recharge. L’infiltration se fait lorsque la pluie est déjà plus ou moins concentrée par l’organisation du ruissellement, ou à partir de l’apport des eaux de surface (fleuves, marigots...), pendant la saison pluvieuse, qui dépasse temporairement les possibilités évapo-transpiratoires du site (BRGM, Aquater, 1986). Par ailleurs, du fait de la faiblesse de la pluie efficace (part de la pluie qui rejoint effectivement les nappes), les cours d’eau ne sont souvent pas en équilibre avec la nappe qu’ils alimentent. Par exemple, dans sa basse vallée, le fleuve Sénégal se trouve perché quelques mètres au-dessus et pourvoit à la recharge de la nappe qui s'écoule de la vallée vers les plateaux (DIAGANA, 1990).

4- Caractéristiques de la recharge : La recharge est discontinue dans le temps, tant à l’échelle annuelle qu’à l’échelle des cycles climatiques :

1. A l’échelle des cycles climatiques, les aquifères profonds renferment à l’heure actuelle des eaux emmagasinées lors des épisodes pluvieux du Quaternaire.
2. A l’échelle annuelle, l’essentiel des précipitations est regroupé sur quelques mois. Au Sénégal, cette période appelée hivernage va de juin à octobre. Elle est suivie par une longue saison sèche de novembre à mai. La remontée piézométrique de la nappe est souvent décalée par rapport au début de Thivernage, ce qui traduit le rôle de réservoir-tampon joué par la zone non saturée.

5L'intensité de la recharge pluviale est fonction de l’importance de la pluie : ainsi les secteurs situés au nord de l’isohyète 400 mm (Ferlo) montrent une recharge annuelle infime (quelques millimètres en moyenne). Les taux de recharge ont été estimés récemment par une approche originale qui utilise les teneurs en chlorures et oxygène-18 de l’eau des profils de sol, ou des nappes superficielles : l’évapotranspiration concentre ces traceurs et le rapport entre la concentration de l’eau de la pluie et de celle du sol (ou de la nappe) représente le coefficient d’alimentation de la nappe (fig. 5). Ainsi sur le site de Louga V (dans le Ferlo : TANDIA, 1990 ; GAYE, 1990), avec une pluie moyenne de 403 mm/an (sur les 70 dernières années) ayant une concentration moyenne (mesurée sur 2 ans) de 4,19 mg/l, les 72,85 mg/l (teneur stationnaire de la zone située entre 1 et 13 m de profondeur) donnent un taux de recharge moyen de 23 mm/an, alors que les formules classiques de calcul donnent une valeur nulle (Turc, Thornthwaite, Penman...).

6Contrairement aux stations de la zone tempérée, la recharge n’est en région soudano-guinéenne pas définitivement gagnée par la nappe, car durant la saison sèche, après avoir épuisé les eaux de surface et celles du sol, l’évapotranspiration va puiser dans la nappe phréatique (notion de pluie efficace résiduelle en fin de saison sèche, estimée à partir de la piézométrie et des débits d’écoulement). Ainsi qu’on peut l’observer en Casamance (fig. 6 d’après MALOU et al., 1991), seul compte le bilan de la pluie efficace entre le début d’un hivernage et le début de l’hivernage suivant, qui fait apparaître soit un épuisement de la nappe par défaut d’alimentation, soit un retour aux conditions initiales (équilibre entre la recharge de l'hivernage et la décharge de saison sèche qui suit, comme en 1987 en Casamance), soit un excédent de pluie efficace qui fait remonter la nappe (comme en 1988 en Casamance).

7L’évapotranspiration, qui est favorisée par une végétation capable de puiser son eau à plusieurs dizaines de mètres de profondeur, comme l'Acacia albida (DREYFUS, 1990 ; GAYE, 1990), joue donc à la fois sur l’eau de la zone non-saturée et sur celle de la nappe, tant d’un point de vue quantitatif (ponction d’eau) que d’un point de vue qualitatif (concentration des sels). Ce phénomène pourrait avoir une influence sur la formation des “nappes en creux” de l’Afrique de l’Ouest, mises en évidence par ARCHAMBAULT en 1960 et qui ont fait, par la suite, l’objet de plusieurs investigations (DIENG, 1987 ; ARANYOSSY, 1989). L’évapotranspiration prélèverait plus que ce que l’écoulement latéral de la nappe ne peut réalimenter.

8En zone aride, il a été récemment démontré que l’importance de l’évapotranspiration décroît selon une loi exponentielle quand la profondeur de la nappe augmente (fig. 7, ARANYOSSY et al., 1991).

9Compte tenu des prélèvements évapotranspiratoires directs et différés, qui sont très intenses dans ces régions, la recharge résiduelle disponible pour les nappes est très aléatoire d’une année à l’autre, et le plus souvent infime. Cependant, à la saison des pluies, le ruissellement de surface (fleuves, marigots, mares...) peut localement recharger ces aquifères.

II. EXEMPLE DE FONCTIONNEMENT NATUREL : LE BASSIN DE CASAMANCE (d’après les travaux de LEPRIOL, 1983 et MALOU, 1990)

10Le bassin versant de la Casamance couvre une superficie d’environ 23 000 km² et constitue un sous-bassin de l’ensemble sédimentaire sénégalo-mauritanien. Les formations superficielles sont constituées de dépôts alternés de sables et d’argiles d’âge miocène et quaternaire. La partie inférieure comporte plusieurs niveaux sableux et aquifères d’âges essentiellement miocène. La partie supérieure altérée de ces dépôts marins, longtemps considérés continentaux, correspond aux formations traditionnellement appelées “Continental Terminal” ; associée aux dépôts quaternaires superficiels, elle constitue le réservoir des nappes superficielles. Les faciès varient suivant trois niveaux géomorphologiques plus ou moins bien individualisés : un glacis supérieur, une terrasse “moyenne” et une terrasse “inférieure”.

11La Haute Casamance est envahie très tôt et abandonnée très tard par la mousson ; la saison des pluies s’étend ainsi sur sept mois (1 000 à 1 300 mm). Cette dernière est plus courte, mais plus intense sur la frange littorale (1 300-1 800 mm). Le déficit de pluie de ces vingt dernières années a fortement influencé le niveau piézométrique des nappes puisque les mesures réalisées sur des puits et des piézomètres implantés en 1968 ont montré une baisse de 6 à 12 m. Cette baisse est variable suivant la position morphologique et donc la profondeur de la nappe ; elle est en moyenne de 0,10 mm/an lorsque la hauteur de précipitation est supérieure à 850 mm et varie de 0,30 à 0,60 m pour une précipitation inférieure à 850 mm.

12Le petit bassin de Sédhiou Marssassoum a été étudié en détail entre 1979 et 1981. Vingt-six ouvrages non exploités, dont trois équipés en piézomètre (mesure continue) ont été utilisés pour la reconnaissance de l’aquifère superficiel. Ils ont été implantés de manière à prospecter les trois unités géomorphologiques. Le réservoir épais de 12 à 50 m se limite aux formations altérées ; sa perméabilité, calculée à partir des études granulométriques, serait de l’ordre de 5 x 10^-5 à 1,5 x 10^-4. La surface de la nappe, sub-affleurante au voisinage des axes de drainage (marigots, fleuve), est nettement plus profonde sous les plateaux (jusqu’à 25 m) ; elle suit approximativement la topographie avec un gradient faible sous les plateaux (2 ‰) et nettement plus fort sous les versants. Généralement libre, l’aquifère peut localement être captif ou semi-captif ; les transmissivités ont fortement varié consécutivement à la baisse des niveaux statiques (2 à 6 m pour 13 ans) et se rapprochent de valeurs comprises entre 1 et 2 x 10^-4 m²/s.

13Le fonctionnement annuel de la nappe (recharge et vidange) a été examiné en détail à partir des fluctuations piézométriques entre mars 1979 et juin 1980. Au cours de cette période de référence, la zone des plateaux (niveau statique entre 18 et 25 m) reçoit une alimentation négligeable tandis que les zones basses et de versant se rechargent progressivement d’aval vers l’amont, de juin à mi-août pour les zones basses, entre mi-août et mi-septembre pour les zones de versant.

14Un bilan détaillé a été tenté sur plusieurs stations, pendant les saisons des pluies 1980 et 1981. En appliquant la méthode de Thornthwaite et en utilisant les pluviométries journalières, l’évapotranspiration journalière (formules de Penman et Blaney-Criddle), les fluctuations piézométriques, les débits de la nappe et le débit de base des marigots, il a été possible de calculer la “Réserve Facilement Utilisable” (RFU), l’infiltration efficace et l’infiltration efficace résiduelle. Il apparaît ainsi que 50 % de la recharge s’effectue entre début juin et mi-août (année 1979) et que 80 % de cette recharge est emmagasinée dans les zones basses (profondeur du niveau statique < 13 m) ; globalement elle correspond à 23 mm, soit 2,6 % des précipitations. La lame d’eau qui parvient aux exutoires (infiltration efficace résiduelle), évaluée pour trois années à pluviométries différentes (1979, P = 880 mm ; 1980, P = 624 mm ; 1981, P = 1 070 mm), représente 0,05 à 0,3 %. La RFU est de l’ordre de 20 à 30 mm dans les zones basses, supérieure à 100 mm sur les plateaux. Ces chiffres mettent en valeur l’importance de l’évapotranspiration différée et le contrôle de l’alimentation par la hauteur des précipitations et surtout la profondeur de la nappe (fig. 8 - LEPRIOL, 1983). Sous les conditions climatiques actuelles, 950 à 1 000 mm de précipitation peuvent provoquer l’alimentation significative de la nappe située entre 5 et 15 m de profondeur ; plus de 1 300 mm seraient nécessaires pour 15 à 20 m de profondeur. Les mesures effectuées sur le marigot de Baïla (MALOU, 1990 ; MALOU et al., 1991) sur les hivernages 1987 et 1988 confirment ces estimations (fig. 9) ; l’excédent de pluies de 1988 profite surtout à l’aquifère situé sous les terrasses (puits de Golem avec une remontée piézométrique de 4 m pour un niveau à 11 m de profondeur) et peu à l’aquifère situé sous le plateau (remontée de 0,50 m pour un niveau à 16 m de profondeur).

15Cette évolution naturelle montre la précarité de l’équilibre alimentation-ressource des nappes superficielles et l’existence probable d’un seuil piézométrique critique. Les nappes peuvent être ainsi privées de recharge pendant de très longues périodes et continuer à baisser sous l’effet de leur vidange naturelle (écoulement et évaporation). C’est sans doute ce qui se passe à l’heure actuelle sur les nappes non captées du Continental Terminal et Intercalaire situées plus au nord, à la limite Sahel-désert, et dont les eaux sont localement datées de 2 000 à 4 000 ans (Fontes et al., 1991).

16Cette évolution se répercute automatiquement sur les nappes profondes qui sont alimentées uniquement lorsque leur niveau piézométrique est inférieur à celui des nappes superficielles. Les prélèvements excessifs pour l’alimentation en eau peuvent donc avoir des conséquences graves et irréversibles à l’échelle humaine.

III. EXEMPLE DE SUREXPLOITATION : L’ALIMENTATION EN EAU DE DAKAR

17Dans l’agglomération dakaroise, composée des centres urbains de Dakar, Pikine et Rufisque, la population dépasse aujourd’hui 2,5 millions d’habitants, et devrait atteindre 3 millions à la fin du siècle. Ses besoins en eau croissants ont contraint les aménageurs à exploiter des ressources de plus en plus lointaines. Ainsi, les premiers aquifères sollicités ont été les nappes des sables quaternaires de la presqu’île du Cap Vert : nappe infrabasaltique et nappe de Thiaroye (fig. 10). Ces nappes, dont l’impluvium est de plus en plus urbanisé (l’Infrabasaltique est situé sous les extensions urbaines récentes de Dakar, la nappe de Thiaroye sous la zone urbaine de Pikine, qui compte un habitat spontané nombreux, et sous l’unique grande décharge dakaroise du lac Mbeubeusse), ne suffisent plus.

18La ville de Dakar s’est donc orientée vers les ressources des calcaires paléocènes et éocènes des compartiments ouest (Sébikotane) et est (Pout) du horst maestrichtien de N’Diass (fig. 10 et 11). Les eaux des calcaires sont exploitées jusqu’à Kelle et Kébémer vers le nord, et la dernière ressource adjointe à cet ensemble est l’eau de surface du lac de Guiers pompée à Gnit, à plus de 250 km. La conduite, aujourd’hui insuffisante pour satisfaire l’augmentation de la consommation de la presqu’île, devra être remplacée par un canal à ciel ouvert, d’une capacité au minimum triple ou quadruple de l’actuelle, qui servirait aussi à l’irrigation (fixation de la population rurale à son voisinage) et éventuellement à la recharge artificielle des aquifères bordant le horst de N’Diass aux heures de faible demande.

19Outre les pollutions directes des niveaux superficiels, liés à l’urbanisation, la surexploitation actuelle de ces aquifères hypothèque gravement leur utilisation future par épuisement des réserves et dégradation de la qualité (sel et fluor).

A. Nappe infrabasaltique

20La nappe infrabasaltique est située dans les sables quaternaires de l’extrémité ouest de la presqu’île du Cap Vert, sous une couverture plus ou moins épaisse de formations volcaniques. La sécheresse sahélienne, l’imperméabilisation des impluviums (dont la conséquence est de faire ruisseler les eaux vers la mer au lieu de leur permettre de s’infiltrer et ainsi de contribuer à la recharge de la nappe), l’augmentation considérable de production d’eau potable ont fait dangereusement baisser la piézométrie de la nappe (fig. 12a). Alors qu’en 1979, il existait une courbe +2 m entre le littoral et le cône de dépression dû aux pompages (GAYE, 1980), en 1988, la courbe 0 entoure le cône (NIANG, 1990). Il n’y a donc plus de crête piézométrique entre l’océan et les captages. La conséquence est une salure globale modérée, mais croissante de l’eau de l’aquifère (fig. 12b) qui a imposé l’arrêt de plusieurs puits de cette nappe. La surexploitation s’accompagne donc d’une dégradation quasi irréversible de la qualité de l’eau.

B. Nappe de Thiaroye

21Cette nappe libre, contenue dans un réservoir sableux (fig. 11a), communique comme le précédent avec la mer sur les côtes nord et sud, ce qui a eu pour conséquence l’avancée du biseau salé. Il reçoit en plus les effluents de la zone de Pikine (800 000 habitants) : dans le secteur à habitat spontané, des puits privés exploitent une eau de mauvaise qualité sanitaire et chargée en nitrates (en moyenne 500 mg/1 d’après COLLIN et SALEM, 1989, soit 10 fois les valeurs maximales admises par l’OMS).

C. Nappes des calcaires

22Comme les nappes des sables, les nappes des calcaires paléocènes communiquent, par l’intermédiaire des failles N-S bordant le horst de N’Diass, avec la mer tant au nord qu’au sud. Dans la compartiment de Sébikotane (côté ouest), l’exploitation de l’eau potable se fait en concurrence avec celle de l’eau d’irrigation (Ranch Filfili). Le niveau piézométrique s’abaisse et la nappe tend à se charger (modérément) en chlorures.

23Le compartiment est (Pout-Mbour) a fait l’objet d’une exploitation beaucoup plus intensive qui touche également l’aquifère profond sous-jacent du Maestrichtien. Dans ce secteur, l’aquifère paléocène est particulièrement vulnérable car il se compose de roches carbonatées hétérogènes. La présence de niveaux plus calcaires et localement karstifiés détermine un couloir, grossièrement orienté N-S, présentant de bonnes qualités hydrodynamiques (T ≈ 10^-2 m²/s) encadré par deux zones de faibles transmissivités (T de 10^-4 à 10^-5 m²/s) (fig. 11b). Cette différenciation lithologique s’accompagne d’une variation parallèle de la minéralisation des eaux (fig. 13). Malgré l’existence d’une alimentation actuelle sur le couloir de Pout (zone libre de la nappe) mise en évidence par les relevés piézométriques et les analyses isotopiques (TRAVI, 1988), les pompages de Pout et à un degré moindre les nombreux forages d’hydraulique villageoise ont fortement influencé la nappe :

• en 1971, soit cinq ans après la mise en service des forages, le cône de dépression se limite encore au “couloir” tectonique de Pout, à une cote toujours positive par rapport au niveau de la mer. (fig. 14 et 15). Au sud, un dôme piézométrique (+6 m), traduisant une alimentation, est présent à une vingtaine de kilomètres à l’est de Mbour ;
• à l’étiage 1979, le dôme a complètement disparu et l’isopièze zéro s’enfonce loin vers le sud-est délimitant une zone de drainage en direction des stations de pompage (fig. 16).

24En outre, la baisse généralisée du niveau de l’aquifère s’accompagne d’une modification de l’équilibre entre nappe “maestrichtienne” et nappe paléocène. Antérieurement à l’exploitation intensive du site de Pout et à la sécheresse de ces dernières années, les différences de charge indiquaient une drainance ascendante de l’aquifère maestrichtien vers l’aquifère paléocène localisée aux abords immédiats du horst de N’diass (fig. 15) ; la surexploitation a entraîné ces dernières années, une extension graduelle de cette zone de drainance vers l’est, le long de l’axe de drainage jusqu’au niveau de Mbour. Les études isotopiques (FAYE et al, 1984) ont montré que l’alimentation de la nappe profonde ne s’effectuait pas au niveau de l’affleurement maestrichtien du horst de N’diass, mais plus à l’est à partir du calcaire paléocène karstique. L’inversion de charges liée aux pompages pour l’alimentation en eau de Dakar a donc pour conséquence grave d’interrompre la recharge de la “nappe maestrichtienne”.

25La baisse rapide et excessive des niveaux a, bien évidemment, tendance à favoriser le déplacement des eaux minéralisées ; suivant les secteurs il peut s’agir d’eau salée marine ou d’eau saumâtre issue des zones moins perméables de l’aquifère (fig. 13). Un modèle mathématique de simulation de l’impact de la surexploitation réalisé en 1982 (ARLAB, 1982) prévoyait sur la base de l’exploitation de l’époque une invasion massive d’eau salée (plusieurs grammes de sels par litre) au bout de vingt-six ans (an 2008) : l’eau deviendrait alors inutilisable aussi bien pour l'Α.Ε.Ρ. que pour l’agriculture.Un contrôle, effectué en 1983, a montré que l’intrusion d’eau salée s’amorçait au sud (zone Ngazobil - Mbodienne) et qu’une légère tendance à la minéralisation s’observait sur les bords est et ouest du “Chenal” d’eau douce (fig. 13) (TRAVI et al., 1983).

26Par ailleurs, l’aquifère paléocène à l’est de Mbour est caractérisé par la présence de teneurs très élevées en fluor (0,1 à 13 mg/1), souvent largement au-dessus des normes de potabilité (1 mg/1). Les fortes concentrations, regroupées dans la partie captive de la nappe, ont pour origine les niveaux phosphatés plus ou moins continus du toit éocène. Les mesures piézométriques, isotopiques et les calculs de diffusion (TRAVI, 1988) ont montré clairement que la minéralisation était liée à la percolation des eaux à travers les horizons phosphatés. Ce processus devrait logiquement être accéléré par une décompression de l'aquifère consécutive à la surexploitation.

27Les premières mesures de contrôle réalisées en 1983 (TRAVI et al., 1983) laissent effectivement apparaître, dans la partie captive de la nappe, une nette augmentation des teneurs en fluor partout où cette variation était autorisée par les contrôles chimiques (eaux préalablement sous saturées en fluorine).

CONCLUSION

28La crise climatique qui frappe le Sahel depuis les années 1970 est caractérisée par un important déficit de pluviosité. L’exemple de la Casamance illustre, en régime naturel, la notion de seuil au-dessous duquel la nappe ne reçoit aucune recharge, ainsi que celle de pluie efficace résiduelle. Cette fragilité de la ressource en eau souterraine, qui est liée à un mode et à des caractéristiques de recharge particuliers, spécifiques à la zone sahélienne, affecte à l’heure actuelle essentiellement les nappes superficielles, mais pourrait, à un pas de temps plus long, se répercuter sur les nappes profondes.

29L’action de l’homme, comme dans l’exemple de la région de Dakar, accélère et accentue le phénomène naturel : le déficit pluviométrique auquel s’ajoute la surexploitation se traduit non seulement par une chute rapide des niveaux, mais aussi par une dégradation de la qualité des eaux souterraines.

30Sous un climat caractérisé par une recharge aléatoire, le processus engagé paraît peu réversible à l’échelle humaine. A une échelle de temps plus longue (milliers ou millions d’années), l’Afrique a subi, comme l’ensemble du Globe, d’importants changements climatiques qui ont vu se succéder des périodes sèches et humides. Ces dernières sont caractérisées par la pérennité de réseaux hydrographiques : fleuves, lacs bien remplis. Seules de telles conditions climatiques, ne présentant pas l’aléas du climat sahélien, sont susceptibles de restaurer le niveau et la qualité de ces aquifères, grâce à une alimentation sous les cours et plans d’eau, mais aussi grâce à une infiltration diffuse importante dans les interfluves.