these - Université de Poitiers

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

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
2

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
3

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
4

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
5

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
6

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 SO4 2- .................. 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
7

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
8

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.
9

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.
10

INTRODUCTION GENERALE
I. LE PROGRAMME MAWARI
La région de la Corne de l’Afrique est le lieu d’une activité géodynamique intense. Le rift estafricain,
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 estafricain
; 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 estafricain
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.
11

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
12

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.
13

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.
14

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
15

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 lithostratigraphiques
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
16

structure et le fonctionnement hydrogéologique, de cet empilement de formations
volcaniques, à dominante lavique, d'une superficie d'environ 450 km 2 , 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.
17

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 semiarides
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 audessus
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.
18

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.
19

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).
20

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
21

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
22

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
23

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 20 ème 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
24

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
25

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 δ 34 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 SO 4 /Cl et des valeurs plus élevées de δ 34 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.
26

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
27

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 volcanotectonique
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
28

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
GEOLOGIE
Lac Abh é
Yager
Hanlé Hanlé Hanlé Hanlé
Dakka
Gobaad
Asal
Alol Alol Alol Alol
Gaggad Gaggad Gaggad Gaggad éé
éé
!
Sédiments Jurassique et Cr étacé
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)
Rhyolites Stratoïdes (3.4 Ma)
Basaltes du Golfe (3.4 Ma)
Basaltes récents(

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 m 3 /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 m 3 /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 m 3 /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).
30

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).
31

Milieu Rural
Forages
d’exploitation
Forages
Puits
Sources
Gueltas
Mares
DIKHIL
3 forages
45 m3/h
TADJOURAH
2 forages
70 m3/h
Figure 2-3 : Répartition de la consommation en eau en RDD
Milieu Urbain
OBOCK
2 forages
42 m3/h
ALI SABIEH
2 forages
70 m3/h
2.3. ETAT DES CONNAISSANCES SUR L’AQUIFERE
BASALTIQUE DE DJIBOUTI
DJIBOUTI
30 forages
1500 m3/h
0 27 54
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 m 3 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 m 3 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
Kms
N
32

l’ONEAD sur la base du recensement de la population de 1991. Les besoins de la ville en
2005 étaient de 16 Millions de m 3 et passeront à 25 Millions en 2025.
12000000
10000000
8000000
6000000
4000000
2000000
Volume d’eau (m 3 )
0
0
1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020
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
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Nombre
de forage
Evolution du
volume d’eau exploité
Evolution du
nombre de forage
33

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
34

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.
35

Globalement il est convenu que la densité de fracturation est élevée sur l’ensemble de
l’aquifère. La distribution des longueurs de la fracturation sur l’aquifère de Djibouti obéit à
une loi de distribution exponentielle (Daoud, 2008). Sur l’aquifère de Djibouti, des champs de
fractures relevés sur photographies aériennes et images spot ont déjà fait l'objet de traitements
statistiques et la loi de distribution des longueurs des fractures retenues était la loi lognormale
(Jalludin 1993). Des résultats similaires avaient été trouvés en milieu carbonaté (Razack 1982,
1984). Des traitements géostatistiques appliqués sur ces champs de fractures ont montré des
régionalisations du paramètre densité de fracturation à différentes échelles (Jalludin 1993).
La petite fracturation correspondant aux joints de refroidissement des basaltes est plus active
sur l’écoulement que les failles et fractures (grande fracturation). Tous ces éléments
d’observation permettent de formuler l’hypothèse que le milieu est suffisamment continu pour
être assimilé à un milieu poreux équivalent (Figure 2-7).
Champ de fractures d’après photographies aériennes
1/30000 (J. Vincent 1990)
Figure 2-7 : Carte de fracturation d’après Vincent (1990).
2.3.2.2. La plaine littorale
Sur la côte Est de la région de Djibouti, une bande sédimentaire s’étale sur 20 km de long et 4
km de large. Les principaux oueds drainant la région terminent leur course dans cette plaine
littorale. Le remplissage sédimentaire est essentiellement représenté par des argiles, limons,
sables et conglomérats fossilifères avec de fréquents changements de faciès latéraux. Cette
36

unité cartographique largement étendue sur la plaine, correspond à la phase régressive d’un
cycle sédimentaire marin du Pléistocène supérieur. Cette formation repose sur des basaltes et
son épaisseur moyenne est de 6 m. Près de la côte, des buttes résiduelles des récifs coralliens
sont entourées par ces sédiments marins. Au niveau des embouchures d’oueds des alluvions
fluviatiles plus récentes, (de l’Holocène à l’Actuel) recouvrent cette unité. Les sédiments
fluviatiles issus des cônes deltaïques des oueds forment des accumulations des blocs et galets
basaltiques plus ou moins grossiers intercalés de limons. L’épaisseur de ces dépôts détritiques
peut atteindre 18 à 20m (Gasse et al. 1983). Les lits des cours d’eaux sont tapissés par des
alluvions récentes et actuelles qui forment l’aquifère inféroflux. Ces nappes seraient le lieu de
sous écoulement des cours d’eaux superficiels et de connections avec la nappe basaltique.
L’aquifère inféroflux joue un rôle primordial dans la recharge de l’aquifère basaltique
(Jalludin, 1993). Au niveau de la plaine littorale, la puissance du remplissage sédimentaire,
peut dépasser 40 m mais varie beaucoup. La plaine alluviale littorale contient une nappe.
L'aquifère est constitué essentiellement par les sédiments du Pléistocène comprenant des
évaporites dont la dissolution contribue à la salinisation de la nappe de la plaine littorale.
L'aquifère est aussi formé dans sa partie supérieure par les alluvions grossières de l'Holocène
situées généralement le long des lits des oueds et comprenant une nappe d'eau douce (Jalludin
et al. 1992). Les coupes des forages situés sur des terrasses sédimentaires ont montré une
continuité hydraulique entre les formations sédimentaires et basaltiques (figure 2-8).
En dehors de la plaine littorale, il convient de citer les sols rouges visibles le long de la route à
la sortie de Djibouti-ville. Ces sols rouges, développés à partir des basaltes du Golfe occupent
des dépressions. En bordure de ces dépressions, de l’extérieur vers l’intérieur, on peut suivre
le passage suivant : basalte sain, basalte altéré en boules avec remplissage calcitique des
fissures, altération complète des basaltes en argiles limoneuses rouges. L’observation en lame
mince du sol rouge a révélé la présence de minéraux constitutifs du basalte, de calcite
épigénétique ainsi que du gypse. Ce dernier élément apporte la preuve d’une contamination
par une nappe salée lors de la formation de ce sol. Cette salure est peut-être à mettre en
relation avec les hauts niveaux marins du Pléistocène supérieur (Gasse et al. 1983).
37

Coupe
NO SE
Guelilé
Z=15 m
Ataryer
Sédiments
20 m
Basaltes et
scories
56 m
Figure 2-8 : Coupes stratigraphiques et profil hydrogéologique dans la plaine littorale.
2.3.3. BILAN DES PROSPECTIONS GEOPHYSIQUES DE L’AQUIFERE DE
DJIBOUTI
Naasley
Z=8 m
34 m
45.5 m
Z=14 m
14m 7m 13m
17 m
40 m
Guelilé
Naasley
Ataryer
Depuis les années 1960 six campagnes de prospections géophysiques ont été menées
sur l’aquifère de Djibouti. La première prospection géophysique a été réalisée par la
Compagnie Générale de Géophysique (CGG) dès l’année 1960 avec 135 S.E (sondages
électriques). Cette étude portait sur la rive droite de l’oued Ambouli, dans sa basse vallée et
sur la plaine littorale jusqu'à Loyada. Cette première prospection combinant les méthodes
électriques de sondage et de traîné ainsi que la sismique réfraction a permis d’identifier des
ressources plus importantes sous les basaltes de couverture. Suite aux résultats encourageant
Mer
38

obtenus par cette mission la CGG s’est vue confier, en 1963, un second projet de prospection
par méthodes électriques de 151 S.E. L’objectif était de prolonger vers l’Est et le Sud-Ouest la
reconnaissance de 1960.
Au cours de l’année 1965 des études ponctuelles de 15 S.E. furent réalisées aux environs de
PK20, à Goubetto et vers Nagad. L’année 1972 a vu la zone considérablement étendue vers le
Sud en direction de la Somalie avec 75 S.E. Cette mission a permis de définir les zones
actuellement exploitées par l’ONEAD (l’Office National des Eaux et de l’Assainissement de
Djibouti), parallèlement à la côte. Cette étude fut l’occasion d’affiner les techniques
d’interprétation propre au contexte hydrogéologique de Djibouti.
En 1984, une étude effectuée sur le périmètre agricole de PK20 par la société ARLAB compte
une centaine de sondages électriques.
En 1987, le projet « Nappe de Djibouti » est lancé avec une étude de prospection électrique
plus complète totalisant 280 S.E. Ce projet concerne l’étude des ressources hydrauliques
profondes pour l’alimentation en eau potable de la ville de Djibouti et de l’ensemble des
projets hydro-agricoles des zones environnantes. Dans le cadre du projet « Nappe de
Djibouti » l’ISERST (Institut Scientifique d’Etudes et de Recherches Scientifiques et
Techniques – ancienne dénomination du CERD) a conduit en coordination avec la CGG une
campagne de 16 sondages électriques. Sur l’ensemble des S.E. réalisés sur l’aquifère de
Djibouti, les longueurs de ligne AB sont comprises entre 50 m et 3000 m, soit des
profondeurs d’investigation allant de 7.5 m à 450 m. Les résultats des travaux de 1987 ont
permis d’implanter un grand nombre de forages aujourd’hui exploités par l’ONEAD (Figure
2-9).
La prospection géophysique de la CGG en 1987 avait pour l’un des objectifs
principaux la mise en évidence d’interface de résistivité signalant un contraste de propriété
électrique des terrains en contact, et l’interprétation litho stratigraphique de ces interfaces.
C’est pourquoi quelques sondages électriques ont été réalisés à proximité de onze forages
dont les logs lithologiques existent (figure 2.10). Ces forages et les sondages voisins ont
permis d’établir une relation entre la nature des formations et les niveaux de résistivité.
39

Nappe Nappe de de Djibouti
Djibouti
Carte Carte des des résistances résistances r sistances transversales
transversales
CGG CGG 1987 1987
Légende:
RT plus élev levée
= couleur plus foncée fonc
0
1
km
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Figure 2-9 : Carte des résistances transversales de l’aquifère de Djibouti.
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Doralé
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Un niveau résistant profond a été rencontré sur la plupart des sondages. Sur les forages, ce
niveau, lorsqu’il est atteint correspond à des basaltes imbibés d’eau saumâtre. Dans les
chapitres suivants, il est question de la géométrie de ces eaux salées. La configuration de
nappe salée continue, sous jacente à une lame d’eau douce et celle des poches discontinues
d’eaux salées piégées sous la lame d’eau douce sont discutées.
m
Figure 2-10. Position des forages étalons utilisés pour l’interprétation des modèles de résistivité.
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Damêrdjôg
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Loyada !
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40

2.3.4. BILAN DES ETUDES GEOCHIMIQUES DES EAUX DE
L’AQUIFERE DE DJIBOUTI
Des analyses chimiques et isotopiques des eaux de l’aquifère de Djibouti ont été faites par de
nombreux auteurs (Pouchan et al., 1973 ; Fontes et al., 1980 ; CHA, 1982 ; Adam, 1984 ;
Fontes, 1987 ; Gamal-Eldin, 1988 ; Houssein et Jalludin, 1997 ; Bouh, 2006). Le CERD
dispose d’un suivi chimique de l’aquifère de Djibouti depuis 1985 effectué pour le compte de
l’exploitant de cette nappe, l’ONEAD. La synthèse des résultats géochimiques des eaux de
Djibouti complétée par des nouvelles analyses est exposée dans le travail de doctorat de Bouh
(2006).
Les eaux ont un faciès chloruré alcalin. Les analyses chimiques ont montré une dégradation
de la qualité chimique de l’eau notamment par l’augmentation de la minéralisation totale et de
la conductivité électrique entre 1962 et 2003 essentiellement par l’enrichissement en NaCl. Il
est aussi remarqué une salinisation plus importante près de la côte. Sur certains sites,
indépendamment de la distance à la côte, des eaux beaucoup plus chargées en sel ont été
trouvées. Ces eaux saumâtres mises en évidence dans la thèse de Bouh (2006) et citées dans
plusieurs travaux antérieurs (Gamal-Eldin, 1988 ; Brunke, 1993) permettraient d’expliquer
l’augmentation de la salinité des forages situés à plusieurs kilomètres de la côte. Ceci tendrait
à considérer de manière continue ou discontinue l'existence d'eau saumâtre sous-jacente aux
eaux douces. Les études géochimiques et le calcul de bilan de masse permettent de montrer
que ces eaux salées anciennes (probablement de l’eau de mer) auraient réagi avec l'encaissant
basaltique (Bouh, 2006).
Les sites à eaux saumâtres sont : Guelilé à 4km de la côte, HG (=Hidka Guissiyed) à 12 km,
Naasley à 2 km, Midgaoune2 à 5 km et le site expérimental hydrogéologique d’Atar (SEHA)
à 5 km de la côte. Cependant les relations hydrodynamiques entre ces eaux saumâtres et les
eaux douces restent à explorer. Dans les prochains chapitres des profils de conductivités
électriques réalisés sur ces forages à eaux saumâtres et d’autres forages seront discutés.
Les analyses isotopiques (Bouh, 2006) ont mis en évidence une eau récente (Tritium, C14),
traduisant une infiltration des eaux rapide par une recharge locale (O18, H2). Aucune
influence géothermique n’a été détectée sur les eaux (O18, H2).
2.3.5. BILAN HYDROLOGIQUE ET RECHARGE
Au regard de la précipitation et de l’évaporation mesurées dans cette zone, les volumes d’eau
infiltrés pour la recharge des nappes souterraines sont faibles. La précipitation moyenne
41

annuelle admise pour la région de Djibouti, sur la base des mesures continues sur plusieurs
années au niveau de l’aéroport de Djibouti est de 150 mm/an. Mais la précipitation moyenne
connaît des variations importantes selon les années. Le bilan tel qu’il est présenté dans ce
paragraphe suppose que l’infiltration se produit uniquement dans les lits des oueds à la faveur
des crues et aucune infiltration n’est admise à travers la surface des basaltes.
L’oued Ambouli, le plus grand oued de la région de l’aquifère de Djibouti a fait l’objet d’un
bilan hydrologique dans deux études (CHA, 1982 ; Gamal-Eldin, 1988). Ces deux travaux
arrivent à une table de fractionnement de la lame d’eau qui est similaire. Gamal-Eldin (1988)
a pris en compte l’infiltration spécifique estimée par la méthode de mesure directe à 111.5
mm par jour de crue. Des écoulements ont lieu dans l’oued sur une durée de 10 jours par an.
La surface d’infiltration, sommant les lits de l’oued principal et de ses affluents considérée est
6.1 Mm². Un volume d’infiltration (QI) de 6.8 Mm3/an est calculé.
Le volume moyen annuel ruisselé (QR) dans l’oued a été estimé à partir des mesures de crue
effectuées entre 1981 et 1984 à une valeur de 2.8 Mm 3 /an. Une valeur moyenne de la
précipitation, basée sur les chroniques de 1981 à 1985 est fixée à 104 mm. Le volume
précipité (P) sur la superficie totale du bassin versant 589 km², est de 61 Mm 3 /an. Le volume
d’eau évaporée (E) a alors été calculé selon l’équation suivante :
E = P – QR – QI
Le volume d’eau évaporé obtenu est de 51.4 Mm 3 /an. Dans la lame d’eau précipitée, 84 %
sont remobilisés par l’évaporation, 5% s’écoulent en surface et 11% s’infiltrent.
Le travail de CHA (1982), considère une précipitation deux fois plus importante de 110.5
Mm 3 /an mais arrive à une répartition similaire avec 83.5% pour la précipitation, 6% pour le
ruissellement et 11.5% pour l’infiltration. (Figure 2-11).
L'ensoleillement intense que subit la région fait que plus de 80% de l'eau précipitée sont
perdues par évaporation. Le taux d'infiltration susceptible de recharger les nappes d'eau
souterraines est particulièrement faible (environ 5%) (CHA, 1982).
La surface des basaltes du Golfe à l’affleurement est souvent marquée par une
importante altération en boules et parfois une argilisation. De plus, elle se caractérise par un
fort coefficient de ruissellement (bassin versant de l'oued Ambouli, 6% – CHA 1982). Dès
lors la recharge est guidée par l’infiltration dans les lits d’oueds. Cette infiltration dépend
essentiellement de la fissuration des basaltes, de la perméabilité des sédiments alluvionnaires
ainsi que de la durée et du volume de l’écoulement de surface. Les oueds principaux
(Ambouli, Atar, etc…) peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres de large et l’épaisseur
42

des alluvions dépasse parfois plusieurs dizaines de mètres. Ces formations sédimentaires
d’extension latérale assez réduite en raison de leur localisation tributaire des oueds constituent
les aquifères inféroflux. Ces derniers jouent le rôle de transitaire dans la réalimentation de
l’aquifère basaltique. La recharge des basaltes se fait à partir de l’inféroflux à la faveur des
fissures et des niveaux horizontaux perméables.
Plusieurs méthodes ont été utilisées pour estimer l’infiltration de cet aquifère basaltique. En
évaluant la différence de volumes écoulés sur deux limnigraphes situés sur le même oued et
séparés d’une distance de 30 km, CHA (1982, 1993) a proposé sur l’oued Ambouli une
estimation de la recharge de 0.2 – 0.5 m/j. Cette méthode par bilan hydrique n’intègre pas les
pertes par évaporation. Ce qui peut conduire à une surestimation de l’infiltration. Une autre
incertitude provient de l’apport par le bassin versant d’un volume d’eau supplémentaire dans
l’oued entre les deux stations de mesures séparées de 30 km. Ce facteur tendrait à sous
estimer l’infiltration dans le lit de l’oued.
Dans sa thèse Gamal-Eldin (1988), a proposé une estimation de l’infiltration à partir des
mesures directes des niveaux d’eaux dans un cylindre de dimensions connues. L’effet de
l’évaporation est corrigé à l’aide d’une bassine « témoin ». Ce dispositif a été placé
successivement sur trois sites dans le lit de l’oued Ambouli et deux sites dans l’oued Atar
avec un suivi de plusieurs mois. Ses résultats chiffrent l’infiltration dans les deux oueds
prospectés à 0.2 m/j. Une forte incertitude demeure cependant à cause de l’effet du colmatage
de la fissuration et de la porosité par des sédiments fins aux cours des périodes où l’eau
stagne. L’hétérogénéité des terrains rend difficile l’extrapolation de ces résultats très locaux à
d’autres points de l’oued. Ces résultats ponctuels sont représentatifs des lieux précis où les
mesures ont été faites à l’instant de leurs exécutions.
Une estimation de la recharge est apportée par Jalludin et Razack (2008) en utilisant la
modélisation numérique de l’aquifère. La recharge est chiffrée à 0.34m/j pour l’oued Oueah
en amont de l’oued Ambouli. Il convient de préciser que ce troisième travail s’intéresse à la
recharge, infiltration ayant atteint la nappe, comme paramètre de calage du modèle numérique
bâti pour représenter la nappe souterraine. Il ne s’agit pas d’infiltration sous la surface du sol,
comme les deux premiers travaux présentés dans ce paragraphe. L’infiltration sous la surface
du sol représente le volume d’eau ayant traversé la surface de l’oued mais sans avoir
nécessairement atteint la nappe.
43

INFILTRATION
EN SURFACE
(6)
83.5%
INFILTRATION
(5.5)
5.0%
EVAPORATION
(92,5)
RUISSELLEMENT
(6,5)
6.0%
5.5%
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).
2.3.6. CARACTERISTIQUES HYDRODYNAMIQUES DES FORMATIONS
VOLCANIQUES
PLUIE
(110,5)
Une quarantaine de forages capte l’aquifère de Djibouti avec une concentration
particulière le long du littoral. Les interprétations des pompages d’essai ont donné des valeurs
de transmissivité dans les formations aquifères entre 1.4 10-1 m2 /s et 3.3 10-4 m2 /s (Jalludin
et Razack, 2004). L’aquifère basaltique de Djibouti possède en grande partie une
transmissivité élevée (débit élevé et faible rabattement). Les débits d’exploitation dépassent
généralement 30 m 3 /h et certains forages donnent plus de 100 m 3 /h. Le taux de réussite de
50% des forages implantés dans cet aquifère témoigne de sa forte hétérogénéité. Les relations
hydrauliques entre les basaltes du Golfe et les basaltes Somali (au Sud) semblent exister au vu
de la continuité du gradient hydraulique sur ces différentes formations (Jalludin, 1993 ;
Brunke, 1993). Les observations géologiques de terrain et les relevés des logs lithologiques
des forages ne montrent pas de couches imperméables séparant les différentes formations
(Daoud, 2008). Ces deux unités basaltiques constituent l’aquifère basaltique de Djibouti. Par
contre la formation basaltique de Dalha (à l’Ouest) montre une nette rupture dans les
gradients hydrauliques au contact avec les unités lithologiques Golfe et Somali. Des valeurs
mer
44

de transmissivité plus faibles caractérisent la série de Dalha (2.9 10 -6 to 1.6 10 -2 m 2 /s)
(Jalludin et Razack, 1994).
2.3.7. INTRUSION MARINE
L'amplitude maximale de la marée peut atteindre 2.5 m mais ne provoque qu'une amplitude
maximale inférieure à 0.02 m sur la nappe. Cette observation a été faite sur plusieurs forages
piézométriques tel que Naasley à 2 km de la cote et E28 à 5 km dont le niveau a été suivi de
1990 à 1992 (Jalludin et al., 1992).
Du fait des forts pompages qui exploitent la nappe et leur localisation à proximité de la mer,
l’aquifère basaltique est soumis à l’intrusion d’eau de mer. Le piézomètre Guélilé a reconnu
l’interface d’eau douce – eau saumâtre à une profondeur de 50 m (Werner 1986). Les courbes
des chlorures obtenues par les mesures de concentrations sur les forages d’exploitation et les
piézomètres, montrent des augmentations de concentration en direction de la mer (figure 2-
12), (Bouh, 2006).
Figure 2-12 : Evolution de la conductivité électrique selon une coupe amont/aval (d’après Bouh 2006)
45

Au niveau de la plaine littorale, une étude d’inventaire de puits à grand diamètre de l’oued
Atar a été conduite par Lerch (2002). 80 puits ont été répertoriés sur une distance de 3 km le
long du lit majeur d’épandage de l’oued Atar (Figure 2-13). Le puits le plus proche de la côte
est à une distance de 1.5 km et le plus éloigné à 4.5 km. Le diamètre des puits varie entre 1.5
m et 8 m et leur profondeur entre 1 et 17 m. La nappe est trouvée à une profondeur de 0.2 à 2
m de la surface. La nappe est moins profonde dans les puits les plus proches de la côte. La
conductivité électrique des puits varie entre 200 µS/cm et 33000 µS/cm. Globalement, la
conductivité augmente en se rapprochant de la côte. Certains puits sont pompés et connaissent
les conductivités électriques les plus élevées.
Figure 2-13 : Distribution des puits le long du lit de l’oued Atar au niveau de la plaine littorale
Ainsi, l’influence de l’intrusion marine est avérée dans la zone côtière de la nappe. De plus, la
salinité des eaux de la nappe alluviale côtière s'explique aussi par une contribution de la
dissolution des évaporites dans les sédiments pléistocènes (Jalludin et al., 1992). A ce
phénomène, il convient d’ajouter l’existence des eaux saumâtres sous-jacentes à la nappe de
Djibouti.
46

2.3.8. TRAVAUX ANTERIEURS DE MODELISATIONS
MATHEMATIQUES
Un premier modèle numérique de la circulation dans l’aquifère de Djibouti a été réalisé par
Brunke en mars 1993. Les conditions aux limites ont été définies comme suit (figure 2-14) :
i) au nord, il s’agit d’une limite à flux nul calquée sur la ligne de partage des eaux
entre le bassin de l’oued Ambouli et le petit bassin qui draine vers le golfe de Tadjourah.
ii) à l’Est le domaine est délimité par la mer. Une limite à potentiel imposé a été
utilisée.
iii) la limite Sud correspond à une ligne de courant déterminée à partir de la
piézométrie. Une limite à flux nul y est appliquée.
iv) à l’Ouest, le contact avec les basaltes de Dalha de faible perméabilité, défini une
limite à flux imposé entrant dont le contour est emprunté à la carte géologique. Un flux
entrant supposé à 5% de la recharge total à été adopté.
Les conditions aux limites adoptées dans ce travail sont peu adaptées aux conditions de terrain
notamment la limite Nord, qui suit une ligne de crête. Cette limite de bassin n’a pas une
grande signification lorsque l’on considère la circulation des eaux souterraines. De plus cette
limite est ici parallèle à la côte alors que les écoulements souterrains dans cette région se font
vers la mer. Concernant la limite Ouest, le flux entrant par cette limite a été fixé à 5% de la
recharge totale sans justification hydrogéologique apparente. Le flux entrant est
nécessairement faible connaissant les contrastes de perméabilité en présence mais il aurait été
plus judicieux de déterminer ce flux en l’utilisant comme un paramètre de calage.
Cette première étude de modélisation a été faite par la méthode d’éléments finis avec des
maillages triangulaires de dimension kilométrique. Des grilles de calculs plus affinés sont
utilisées au niveau des limites du domaine et des zones de forages. Un régime permanent a été
calé en considérant un milieu poreux continu. L’hypothèse d’une recharge uniquement par
infiltration des crues dans les lits d’oued est appliquée. Pour le calage du modèle, les valeurs
du cœfficient de perméabilité (K) ont été variées dans le but de reproduire les niveaux
piézométriques observés, les variations nécessaires devant différer aussi peu que possible des
valeurs de K résultant des essais sur les puits. Il a été constaté une forte variabilité de ce
paramètre (10 -2 m/s à 10 -6 m/s), estimé à partir des rendements spécifiques des forages et de
leur profondeur de pénétration, reflétant l’hétérogénéité de l’aquifère. Dans la région étudiée,
deux zones à gradients hydrauliques différents ont été distinguées : la zone côtière de 10km de
large avec un gradient très faible de 0.2% et l’intérieur des terres avec un gradient plus élevé à
47

2%. Des valeurs de transmissivité plus faibles à l’intérieur des terres par rapport à la zone
côtière justifient cette différence de gradient.
Dans ce travail une simulation du comportement de l’interface de la nappe avec l’eau de mer
a été abordée par la méthode d’éléments aux limites. Pour un scénario de recharge de 15 E6
m 3 /an et 90% de prélèvement soit 13.5 E6 m 3 /an et une profondeur de l’interface à 50 m à la
distance de 5 km de la côte, une remontée de l’interface de 1 m/an a été estimée. La vitesse de
remontée de l’interface diminue progressivement et s’arrête au bout de 40 ans, l’épaisseur de
la zone saturée se stabilisant à 25 m environ.
Dans le cadre de sa thèse sur les propriétés géométriques et hydrodynamiques des
aquifères en milieux volcaniques fissurés sous climat aride, Jalludin, (1993) a élaboré un
premier modèle en différences finies, avec un maillage de 500x500 m à l’aide du logiciel
DIFINE. Les conditions aux limites adoptées dans ce travail sont (figure 2-15) :
i) au Nord et à l’Est, les limites de l’aquifère correspondent au contact avec la mer. Un
potentiel imposé h=0 a été appliqué sur ces limites.
ii) au Nord-Ouest dans la région d’Arta et au Sud-est dans la région de Loyada, des lignes de
courant dessinées à partir de la piézométrie observée ont été prises comme limites à flux nul
du modèle.
iii) à l’Ouest, au contact avec les formations basaltiques de Dalha, une relation hydraulique
entre les deux aquifères est considérée. Des conditions aux limites à potentiels imposés ont été
fixées à partir des données piézométriques disponible sur l’aquifère basaltique de Dalha.
iv) au Sud une interface qui représentait le contact entre les basaltes du Golfe et les basaltes
Somali, d’après les cartes géologiques de l’époque, (les dernières études géologiques ont
montré que cette interface ne se trouve pas à cet endroit) a été considérée comme une limite à
potentiel imposé. Une continuité hydraulique est considérée entre ces unités basaltiques et la
limite a été construite sur la base de la piézométrie connue dans les basaltes Somali et les
basaltes du Golfe sur des points d’eau au voisinage de l’interface.
Le régime permanent de l’aquifère a été calé dans le but de vérifier la cohérence des données
existantes et des conditions aux limites appliquées. Ce travail a permis de dégager des zones
de transmissivité allant de 10 -1 à 10 -3 m²/s, de discuter les relations hydrauliques avec les
formations adjacentes. L’infiltration dans les lits des oueds a été prise en compte comme
recharge de l’aquifère.
Il est probable que les conditions aux limites à charges imposées considérées au contact avec
les basaltes Dalha dans cette modélisation en régime permanent restreignent la
représentativité de ce modèle.
48

Ces deux premiers travaux ont permis de répondre à la question de l’applicabilité des
modèles numériques hydrodynamiques à l’étude des milieux volcaniques fissurés et explorent
des hypothèses de simplification intéressantes pour aborder la modélisation de l’aquifère
basaltique de Djibouti caractérisé par une forte hétérogénéité, malgré les informations
incomplètes dont on dispose.
Limite à flux entrant
Limite à flux nul
Limite à flux nul
Limite à charge imposée
10km
Figure 2-14 : Domaine de modélisation et conditions aux limites (modèle de Brunke, 1993)
49

Limite à flux nul
10km
Limite à charge imposée
Limite à charge imposée
Limite à flux nul
Figure 2-15 : Domaine de modélisation et conditions aux limites (modèle de Jalludin, 1993)
2.4. CONCLUSION
L’aquifère de Djibouti a fait l’objet de nombreuses études depuis la première note
préliminaire sur les ressources en eau de la région de Djibouti de la compagnie NEYRPIC
(1953). Au début, l’extension des aires d’exploitation était toujours précédée d’études plus ou
moins poussées, mais limitées à la zone ciblée. Il en résulte que nous disposons aujourd’hui
d’une masse d’informations parcellaires, difficile à trouver et à regrouper. C’est très
tardivement dans les années quatre-vingt-dix que l’aquifère de Djibouti a commencé à être
étudié dans son ensemble. Il est vrai que les auteurs se sont, très vite, rendus compte de la
complexité de ce système aquifère. Il est difficile d’en reconnaître les contours. Les travaux
qui sont présentés dans les prochains chapitres s’efforcent de proposer une géométrie de
l’aquifère et un modèle conceptuel hydrodynamique en intégrant les informations
pluridisciplinaires réunies depuis 50 ans.
50

CHAPITRE 3 : LE SITE EXPERIMENTAL
HYDROGEOLOGIQUE D’ATAR
3.1. INTRODUCTION
L’aquifère basaltique de Djibouti est exploité pour l’alimentation en eau de la capitale depuis
cinquante ans. Il a fait l’objet de nombreuses études qui ont permis de comprendre le
fonctionnement hydrodynamique général de l’aquifère. A une échelle locale, les observations
recueillies sur le terrain s’accordent sur une complexité importante qui aboutit à un taux
d’échec important, d’environ 50%, des forages implantés.
Pour aborder les hétérogénéités à petite échelle, un Site Expérimental Hydrogéologique
(SEH) a été mis en place dans le cadre de la présente étude.
Quelques sites expérimentaux décrits dans la bibliographie portent sur les milieux fracturés
essentiellement cristallin et métamorphique dont l’application première est souvent le
stockage souterrain des déchets.
Ce chapitre, composé de cinq paragraphes, cite d’abord quelques exemples de sites
expérimentaux répertoriés puis la mise en place du SEHA et son instrumentation ainsi que les
premières observations hydrogéologiques et interprétations des enregistrements sont décrites.
3.2. LES SITES EXPERIMENTAUX EN MILIEUX FRACTURES
Le SKB Äspö Hard Rock Laboratory en milieu cristallin est situé près de Oskarshamn en
Suède. Depuis le début du projet ”TRUE Block Scale” en 1992, la stratégie de caractérisation
s'appuie sur la prédiction du milieu donné par un modèle conceptuel.
Un modèle d'écoulement simplifié dérivé de la méthode de Hantush (1967) est utilisé afin de
déterminer la transmissivité (T) et l'emmagasinement (S). Des slug-tests, des essais par
pompages et des tests d’interférences montrent une gamme de T comprise entre 6,2×10 -10 et
6,2×10 -6 m 2 /s. Les valeurs de coefficient d'emmagasinement obtenues à partir des tests
d’interférences s'étendent sur une gamme allant de 5,7×10 -8 à 2,0×10 -5 . (Winberg 1996). Il a
été démontré que l'identification et l'interprétation de la localisation, de la géométrie et de la
connectivité des structures conductrices, pouvaient utiliser à la fois les données géologiques et
les données hydrogéologiques. En effet, toutes les anomalies géologiques n'ont pas une
51

influence sur l'hydraulique, mais tous les systèmes de conduction ont une origine géologique
(Winberg et al. 2003).
L'installation pilote de confinement des déchets (WIPP=Waste Isolation Pilot Plant)
est un dispositif du Ministère de l'Energie des Etats-Unis destiné au stockage permanent
d'approximativement 180.000 m 3 de déchets transuraniens provenant des activités du secteur
de la défense. La caractérisation du site pour le projet de stockage a commencé au milieu des
années 1970. La détermination des caractéristiques hydrogéologiques du site est centrée sur
l'assemblage de dolomie et d'anhydrite de la Culebra d’une puissance de 70 mètres. C’est une
unité localement fracturée et présentant un comportement de double porosité (Davies et al.,
1991). Des tests hydrauliques ont notamment été conduits par Beauheim, (1988) pour des
échelles croissantes, les "drillstem", les "slug-tests", les pompages en puits uniques et les tests
d'interférences avec des points d'observation situés à différentes distances (de 56 à 6400
mètres). Ainsi, de manière synthétique, aux temps très courts seules les fractures influencent
les variations de pression enregistrées sur les points d'observation. Pour des temps
intermédiaires, la contribution de la matrice devient évidente et peut être différencié de celle
des fractures. Enfin pour des temps très longs, une re-homogénéisation s'opère selon un
comportement unique pour lequel on ne distingue plus les influences respectives des fractures
et de la matrice.
En 1990, l'USGS décide de mettre en place un site de recherches près de Mirror Lake
dans le centre du New Hampshire. L'aquifère est composé d'une couche de dépôts glaciaires
d’une puissance de 0 à 55 mètres, surmontant une couche de schistes présentant de larges
intrusions de granite, pegmatite et dans une moindre mesure de lamprophyre (Shapiro et
Hsieh, 1996).
Les diagraphies en puits, notamment les caméras dans les ouvrages du site, montrent qu'entre
20 et 80 mètres de profondeur, chaque puits intersecte entre 20 et 60 fractures. Les tests de
flowmétrie réalisés dans les forages, afin de déterminer les valeurs de transmissivité des
fractures, montrent que 90 % de l'eau extraite par pompage provient d'une à trois fractures.
Ceci suggère qu'il existe un petit nombre de fractures très transmissives entre 1×10 -5 et 1×10 -4
m 2 .s -1 et que les fissures restantes sont moins transmissives sur deux à cinq ordres de
grandeur.
52

Le "Geyser Geothermal Field" est localisé sur les côtes de Californie. C'est l'un des
réservoirs de géothermie les plus connus de l'Amérique du Nord où la production de chaleur
est essentiellement associée aux fractures. En effet, des mesures sismiques (vitesses de
compression et de cisaillement) ont mis en évidence les zones de circulation de fluide
(O'Connell et Johnson 1991) qui ont été corrélées par des profils sismiques verticaux (Majer
et al. 1988). Cependant, les caractéristiques et les propriétés hydrauliques des fractures
régissant l'écoulement au sein du champ géothermique ne sont que partiellement déterminées,
cela pour plusieurs raisons: la complexité de la géologie locale ; par la difficulté à tracer une
carte de la géologie d'un terrain profondément altéré et accidenté ; les problèmes pour obtenir
des logs et des diagraphies en puits ; les difficultés à modéliser un écoulement biphasique (air,
eau) dans un réservoir hétérogène présentant une double porosité.
Les travaux de Thompson et Gunderson (1989) ont montré que les fluides injectés dans le
réservoir semblent suivre préférentiellement les plans perpendiculaires à la direction de
moindre contrainte. Ainsi, l'orientation des fractures est souvent le facteur déterminant de
l'écoulement dans le réservoir (Beall et Box 1992). Les essais de traçage ont donné des
vitesses de transport relativement fortes indiquant que l'écoulement a lieu dans les fractures et
non dans la matrice. Une structure conceptuelle à double porosité est donc intuitivement
affectée au réservoir. Les conduits assurant la majorité des écoulements sont représentés par
les fractures, les failles et les zones bréchifiées. L'emmagasinement est assuré par la matrice
représentée par tout ce qui n'est pas considéré comme des conduits où s'effectue l'écoulement
(microfractures, zones de dissolution).
Le Site Expérimental Hydrogéologique (SEH) de l'Université de Poitiers est implanté
à trois kilomètres au Sud-Est de la ville de Poitiers, sur le versant sud du Bassin Parisien. Il
recouvre les deux aquifères régionaux principaux que sont l'infra- et le supra- toarcien. Le
SEH a été développé dans le cadre du XIIème Contrat Plan Etat Région (CPER) 2000-2006
avec l'objectif d'acquérir du savoir faire métrologique et des données sur les ressources en
eau, et de les utiliser à des fins d'application comme l'aide à la prise de décision, la formation
et la sensibilisation. Il doit aussi, plus fondamentalement permettre de tester
expérimentalement et à l'échelle du terrain les avancées théoriques acquises sur les milieux
fracturés en matière d'écoulement, de transport de polluant ou d'identification de paramètres
hydrodynamiques.
Les travaux de Bernard (2005) ont porté sur l'interprétation de pompages d'essai en
interférences. Les méthodes conventionnelles d'interprétation de ces tests sont dédiées au
53

milieu poreux et ne peuvent s'appliquer en raison de la forme convexe des courbes de
rabattement observées sur le site. Les campagnes de pompages ont été réalisées en deux
phases majeures (2004 -2005) et ont abouti à des résultats semblables. Les données ainsi
acquises ont montré un comportement que la littérature moderne qualifie de "type fractal" du
milieu fracturé. L'analyse des courbes de rabattement a abouti au développement d'un
nouveau modèle basé sur une approximation de la solution de Chang et Yortsos (1990) et
d'une méthode d'inversion. Les transmissivités calculées atteignent une pseudohomogénéisation
(centrées sur 3,3 ×10 -3 m 2 s -1 ) et ceci dès les faibles distances. A l'inverse, les
valeurs du coefficient d'emmagasinement ne sont pas homogénéisées sur les distances
échantillonnées par le pompage et montrent une décroissance significative sur presque un
ordre de grandeur (7,1×10 -4 à 3,9×10 -5 pour des distances croissantes entre 50 et 350 m).
3.3. LOCALISATION DU SEH
Le Site Expérimental Hydrogéologique d’Atar (SEHA) est situé sur l’aquifère de
Djibouti dans la région d’Atar à 200m de l’oued de même nom, à proximité d’un ancien
forage de reconnaissance (E28) aujourd’hui bouché, en plein milieu du champ de captage de
l’Oned. L’oued Atar avec un bassin versant de 300km² est le plus grand oued de la région de
Djibouti après l’oued Ambouli. L’aquifère est alimenté par infiltration au moment des crues
des oueds. Le site est facilement accessible par piste et se trouve à une distance de seulement
20 km de Djibouti. La côte est à environ 5 km du site.
Le SEH se trouve au pied du volcan Goumbourta Atar. Au sommet se trouve une garnison
militaire qui surveille la frontière avec la Somalie qui est à moins de 5km. La présence de
militaires à proximité a l’avantage de sécuriser le site face au vandalisme. Le site est constitué
par 11 forages qui couvrent une superficie de 1 hectare (figure 3-1, 3-2 et 3-3).
54

Figure 3-1 : Carte géologique de la région de Djibouti (d’après Daoud, 2008).
(Légende traduites en français).
NE
Mer
< 1 Ma sédiments
Cônes volcaniques
Basaltes Goumarré
Basaltes Stratoïdes
Basaltes du Golfe
Basaltes Somali
Basaltes Dalha et
Rhyolites Mabla
Site Expérimental
Hydrogéologique
Oued Atar
Figure 3-2 : Vue panoramique du site expérimental hydrogéologique d’Atar
SEHA
SO
Volcan
Goumbourta Atar
55

Figure 3-3 : Carte de positionnement des forages et des instruments du SEHA
3.4. MISE EN PLACE DES FORAGES DU SITE EXPERIMENTAL.
Les forages du site expérimental ont été dénommés AM ou AMP selon que ce sont des
forages ou des piézomètres. AM correspond à Atar du nom de la localité et Mawari du nom
du projet ayant permis la création de ce site expérimental. Ces forages atteignent de 36 à 53m
de profondeur (tableau 3-1).
Les forages sont disposés selon une grille dont le premier axe est parallèle à la côte (direction
N140) et le second, orthogonal au premier est parallèle à la direction d’écoulement. Les
forages constituent les nœuds d’une grille distants entre eux de 25 m. Les forages
piézométriques respectent aussi ce dispositif sauf pour trois d’entre eux AMP4, AMP5, et
AMP6 qui sont placés à 5 m de distance de chaque coté du forage AM3 (figure 3-4). Le
piézomètre AMP7, pas encore abouti, sera installé près du forage AM3 pour compléter le
dispositif placé autour de ce forage.
56

AMP3
Argiles rouges
AMP2
Sédiments alluviaux
Basaltes altérés
Scories basaltiques
AM5
AMP5 AMP4
AMP6
AM3
Figure 3-4 : Vue 3D en direction du Nord-Est des forages AM et piézomètres AMP du SEHA
3.4.1. FORAGES DE GRAND DIAMETRE
AMP1
La réalisation de ces 5 forages a été confiée au Service du Génie Rural du Ministère de
l’Agriculture, de l’Elevage et de la Pêche chargé des Ressources Hydrauliques. Ils ont été
exécutés avec l’atelier de forage AGBO en utilisant la méthode du marteau fond de trou. Les
travaux ont abouti à la réalisation de cinq forages de reconnaissance dénommés AM1, AM2,
AM3, AM4 et AM5. Le premier forage (AM1) est implanté à 11.50 mètres d’un ancien forage
de 1988 de 41 m de profondeur dénommé E28.
Ces cinq forages sont destinés aux essais hydrauliques et de traçages. Ils servent aussi au suivi
régulier de la nappe à l’aide des instruments d’enregistrement continu installés dans ces
forages.
AM4
25m
50m
AM2
25m
57
AM1

3.4.2. FORAGES DE PETIT DIAMETRE
Ces travaux sont accomplis par l’équipe de foreurs du CERD à l’aide de la sondeuse/carottier
BE50H appartenant au CERD. Le diamètre des piézomètres tubé est de 2". Le risque
d’éboulement a rendu nécessaire le tubage des piézomètres. Les piézomètres ont été réalisés
par carottage jusqu'à un maximum de 49 m de profondeur. Actuellement 6 piézomètres sont
achevés.
Outre la production des carottes, le but de ces forages AMP est de servir de point
d’observation piézométrique de la réaction de la nappe face aux pompages et injections
provoqué sur les AM. Des essais hydrauliques y seront également conduits. Des enregistreurs
automatiques du niveau piézométrique sont installés dans certains piézomètres pour le suivi
des variations naturelles ou provoquées de la nappe.
3.5. GEOLOGIE DU SITE : RESULTAT DE LA FORATION ET
LOGS LITHOLOGIQUES
Les cinq forages AM ont été réalisés par la méthode fond de trou, ce qui a produit des
cuttings, tandis que les piézomètres AMP ont été réalisés par carottage. L’interprétation des
cutting et carottes a permis de reconnaître la géologie du site expérimental et de réaliser des
logs et des coupes litho-stratigraphiques. Cependant une incertitude peut exister dans la
détermination des épaisseurs des différentes formations lithologiques dans les AM forés en
destructif. Les coupes lithologiques mettent en évidence un niveau sédimentaire superficiel
compris entre 0 et 20 m d’épaisseur, formé d’argiles, de sables et d’alluvions constitués de
blocs et de graviers plus ou moins grossiers. Ensuite, entre 20 et 40 m on retrouve une
formation basaltique plus ou moins altérée et souvent intercalée de niveaux sédimentaires
essentiellement argileux. Des éléments carbonatés de remplissages des fissures sont
également présents. Les carottes montrent nettement des veines de calcite traversant les blocs
de basaltes (figure 3-5). Entre 40 et 50 m s’étalent généralement des scories et des basaltes
scoriacés. Des éléments carbonatés sont retrouvés dans ce niveau très poreux (figure 3-6). La
présence de calcite en remplissage secondaire témoigne des circulations hydrothermales ayant
affecté la série basaltique. Des altérations hydrothermales de ce type sont retrouvées sur
l’ensemble des formations volcaniques du pays (Jalludin, 1993).
58

1
3 4 5
6
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
X Y Z PROF. TOTAL
AM1 303851 1267423 28.39 45
AM2 303838 1267444 28.55 50
AM3 303824 1267465 27.4 53
AM4 303816 1267430 27.85 50
AM5 303803 1267452 27.19 51
AMP1 303845 1267478 28.02 40
AMP2 303811 1267486 27.45 41
AMP3 303797 1267507 28.25 42
AMP4 303827 1267461 27.56 36
AMP5 303820 1267462 27.71 49
AMP6 303821 1267469 27.77 49
pluviomètre 303864 1267450 28
Limnimètre Radar 303629 1267493 25
Tableau 3-1 : Coordonnées géographiques des forages et piézomètres du SEHA
7
2
59

AM1 AM2 AM3 AM4 AM5 AMP1 AMP2 AMP3 AMP4 AMP5 AMP6
z=28.39 28.55m 27.4 27.85 27.19 28.02 27.45 28.25 27.56 27.71 27.77
4 4 4 4 4
6
6 6
7 7 7 7
8 8 8
9 10 9
13
11
19 19 19 19
20 20 20 20 20
26
28.12
28.13 28.83 28.59 28.51 29.04 28.66 28.765 28.71 28.81
30 29.19
33
38 38
39 39
40
41 41
42 42
43 43 43
45
50 50
Dépôts alluviaux salbeux et graveuleux
Limons sableux
53
Blocs et graviers basaltiques
Formation de sol ou paléosol argiles rouges ocres
Figure 3-6 : Coupes lithologiques et techniques des forages et piézomètres du SEHA
51
Scories basaltiques
22
Basaltes plus ou moins altérés Tubage plein
36
Tubage crépiné
49 49
Profondeur venue d'eau
Profondeur NS
60

3.6. INSTRUMENTS HYDROGEOLOGIQUES DU SITE
EXPERIMENTAL
Des instruments de mesures ont été installés sur le site expérimental hydrogéologique d’Atar.
Tout l’équipement scientifique a été acheté chez SEBA Hydrometrie. Les instruments
concernés sont : un pluviomètre, deux multiparamètres à 5 paramètres, une sonde KLL-Q à 2
paramètres, 3 sondes de pression (dipper) et un limnimètre à système radar (figure 3-7).
Après une description succincte du fonctionnement des instruments, les données enregistrées
seront présentées et discutées.
3.6.1. INSTALLATION DES EQUIPEMENTS
3.6.1.1. Sonde de pression MDS-Dipper II
La sonde de pression utilisée pour le suivi piézométrique du SEHA comprend une sonde
manométrique réglée pour fonctionner entre 0 et 1 bar de pression ainsi qu’une unité
d’enregistrement des données avec une fréquence modulable. Trois sondes de pression ont été
acquises et installées sur les forages AM1, AM2 et AM3. Chaque sonde de pression est
montée au bout de 40m de câble spécial. Les trois sondes de pression ont été installées le 10
mai 2006, sur les forages avec une fréquence d’enregistrement fixée à 60 minutes. On dispose
d’un enregistrement du niveau piézométrique sur trois forages du SEH depuis le mois de mai.
Deux des trois instruments ont montré des défaillances. Les valeurs enregistrées ne
correspondent pas aux niveaux piézométriques mesurés par ailleurs. Après plusieurs tentatives
de correction par re-initialisation et re-installation, il s’est avéré que ces sondes calibrées pour
supporter une pression de 1 bar, soit 10m d’eau, fonctionnaient mal parce qu’elles avaient étés
placées sous 12 m d’eau dans les forages pour des raisons pratiques. Deux sondes de pression
ont été retirées des forages au mois de Janvier et expédiées pour réajustement chez le
fabricant SEBA HYDROMETRIE. La troisième sonde qui fonctionnait bien grâce à un
niveau piézométrique plus bas dans le forage AM3 a été maintenue sur place pour éviter une
lacune d’enregistrement. Apres un réajustement à 2 bars de la pression seuil, les deux sondes
de pression ont été réinstallées sur le SEHA. Après des périodes de fonctionnement normal,
d’autre dysfonctionnements sont apparus sur ces instruments, nécessitant un autre passage
chez le fabriquant. Actuellement une sonde de pression est hors service, mais les deux autres
sont en bon état. Ces défaillances électroniques sont à l’origine des chroniques parcellaires
dont nous disposons sur le SEH.
61

3.6.1.2. Pluviomètre RG 50
Ce pluviomètre est constitué d’un système à bascule, produisant une impulsion par 0.1 mm de
précipitation. Ce système est relié à un enregistreur des données RDS I, servant à
l’enregistrement digital des impulsions. Le pluviomètre est installé sur le SEH depuis le 30
juillet 2006. Deux autres pluviomètres du même modèle ont été installés en Avril 2008, l’un à
Ali-Ouneh et l’autre à Hindi permettant, ainsi, une meilleure couverture du bassin versant
d’Atar.
3.6.1.3. Sonde radar SEBAPULS
Cet instrument sert à mesurer la hauteur d’eau dans un oued ou un cours d’eau sans contact
direct. Le radar émet des brefs impulsion de micro-ondes vers la surface de l’eau et reçoit par
réflexion un retour. La distance entre le radar et la surface de l’eau est ainsi déterminée. Le
radar est installé à l’aplomb de l’oued Atar depuis le 20 octobre 2006. Connaissant la distance
entre le radar et le lit de l’oued à sec, il est déduit la hauteur de crue dans l’oued. La fréquence
de mesure a été fixée à 5 minutes.
3.6.1.4. Sonde digitale multiparamétrique MPS-D
La MPS-D sert à la mesure simultanée de la température, de la conductivité, du pH, de
l’oxygène dissous, du potentiel Redox de l’eau ainsi que le niveau statique. Elle est constituée
d’une sonde multiparamètre et d’un enregistreur. Cet instrument, est installé sur le forage
AM2 depuis le 1 juin 2007 avec une fréquence d’enregistrement réglée à 10 minutes. Un
second multiparamètre a été installé le 17 juillet 2007 sur le forage AM4 avec une fréquence
de 60 minutes.
3.6.1.5. Sonde de Qualité KLL-Q
La sonde KLL-Q permet de mesurer la conductivité et la température de l’eau dans les forages
en fonction de la profondeur. Il s’agit d’une sonde multiparamètre prolongée d’un câble
gradué, monté sur un enrouleur muni d’un afficheur LCD. Des logs de conductivité et de
température ont été réalisés sur l’ensemble des forages du site à l’aide du KLL-Q.
3.6.2. DONNEES COLLECTEES
Le contrôle de fonctionnement et le traitement des valeurs enregistrées par les sondes de
pression, le radar, le pluviomètre et le multiparamètre MPS-D sont effectués à l’aide du
Logiciel WBEDIEN ou DOSBEDIEN. Les données de l’enregistreur sont transférées à l’unité
manuelle HT100 commandée chez SEBA ou à un PC portable équipé du logiciel BEDIEN.
62

Les données transférées sur le PC sont converties au format de fichier ASCII à l’aide du
même logiciel BEDIEN. Le traitement sur Excel permet alors de tracer les graphiques.
1 2 3
4 5
Figure 3-7 : Sonde de pression (Dipper) (1), Sonde de qualité (KLL-Q) (2), Pluviomètre (3), Sonde
multiparamétrique (4) et Limnimètre Radar (5).
3.6.2.1. Enregistrements de la précipitation.
La précipitation est faible dans ces régions. Sur un an, entre Août 2006 et Juillet 2007 le
pluviomètre a enregistré 201.6 mm de pluie cumulée. La période de pluie est limitée à 4 mois
de l’année, de septembre à décembre. Les événements pluviaux sont encore plus brefs et se ne
s’étalent que sur quelques jours. Le mois d’octobre a été le plus pluvieux avec 90.8 mm et un
pic à 57.6 mm le 27/10/06, suivi par le mois de décembre avec 77.6 mm de précipitation
(figure 3-8A et 3-8B).
63

PLUIES (mm)
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
REPARTITION MENSUELLE DE LA PLUVIOMETRIE SUR LE SEH
août-06 sept-06 oct-06 nov-06 déc-06 janv-07 févr-07 mars-07 avr-07 mai-07 juin-07 juil-07 août-07
TEMPS
Figure 3-8A : Répartition mensuelle de la pluie durant l’année 2006-2007
PLUIES (mm)
60
50
40
30
20
10
0
01/08/06
15/08/06
29/08/06
12/09/06
26/09/06
REPARTITION JOURNALIERE DE LA PLUVIOMETRIE SUR LE SEH
10/10/06
24/10/06
07/11/06
21/11/06
05/12/06
19/12/06
02/01/07
16/01/07
30/01/07
13/02/07
27/02/07
TEMPS (Jours)
Figure 3-8B : Répartition journalière de la pluie durant l’année 2006-2007
3.6.2.2. Enregistrements des crues de l’oued Atar.
Sur la période de octobre 2006 à juillet 2008, le Radar a enregistré 6 crues sur l’oued Atar. Le
graphique de la figure 3-9 représente la variation de la distance entre le lit de l’oued et le
Radar. Lorsque le lit est sec cette distance est de 6.15 m. La plus grosse crue est passée le
05/12/2006 avec un maximum de 3.80 m de hauteur. La distance entre le radar et la surface de
l’eau fait alors 2.34 m. Les crues suivantes intervenues 14/04/07, puis le 07/08/07 et le
03/06/08 ont atteint respectivement une hauteur de 2.16 m, puis 1.95 m et 2.13 m (figure 3-9).
La hauteur moyenne des crues est de 2m. Les crues sont très violentes et brèves typiques des
« flash flow » caractéristiques des régions arides. De gros blocs de basaltes sont régulièrement
charriés par les oueds. Le temps de retour à la normale du lit d’oued (pas d’écoulement) est de
13/03/07
27/03/07
10/04/07
24/04/07
08/05/07
22/05/07
05/06/07
19/06/07
03/07/07
17/07/07
31/07/07
14/08/07
28/08/07
64

2 à 4 semaines après une crue. Des eaux stagnantes peuvent cependant subsister dans des
cuvettes au sein du lit de l’oued durant plusieurs mois.
Sur la figure 3-9 les précipitations mesurées à deux endroits du bassin versant de l’oued Atar
sont reportées. Le pluviomètre installé sur le SEHA présente la plus longue série. Le
pluviomètre installé à Hindi, à 30 km à l’ouest du site, est plus récent. Sur ce pluviomètre un
épisode pluvieux de 20.5 mm est enregistré le 3 juin 2008 entre 11h30 et 12h35. Une crue de
l’oued Atar est intervenue le même jour à 19h46. Les forts évènements pluvieux mesurés sur
le SEHA entre novembre et décembre 2006 se sont accompagnés de crues multiples. Les
épisodes pluvieux enregistrés par le pluviomètre du SEHA ne s’accompagnent pas
systématiquement des crues de l’oued Atar. Inversement des crues sur Atar sont observées
sans qu’il ait plu sur le SEHA. Le pluviomètre du site expérimental est à 5 km de l’exutoire
du bassin versant de l’oued Atar qui fait 50 km de long. Ce pluviomètre ne représente qu’une
faible proportion du bassin versant.
distance radar-lit de l'oued
22/6/06 10/9/06 29/11/06 17/2/07 8/5/07 27/7/07 15/10/07 3/1/08 23/3/08 11/6/08 30/8/08
0.0 Niveau du Radar
100
1.0
2.0
3.0
4.0
5.0
6.0
Niveau
du Sol
5/12/06 13:16
2.3 m
30/10/06 14:01
3.7 m
12/11/06 18:16
4.2 m
dates
CRUE ATAR
PLUIES au SEHA
PLUIES à HINDI
14/4/07 21:36
4 m 07/08/2007 04:46
dist. au radar 4.2 m
03/06/2008 19:46
4 m
Figure 3-9 : Hauteurs des crues sur l’oued Atar et précipitations sur le bassin versant
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
A partir du 15 mai 2007, les 3 Sondes de pression sont installés sur le site. Les pompages sont
terminés et l’oued Atar ne montre aucune crue jusqu’au 07 août 2007 ; de même entre le 15
septembre 2007 et le 25 mars 2008, la nappe n’est pas perturbée par la crue de l’oued ou les
tests hydrauliques sur le SEH. Les enregistrements des niveaux statiques en l’absence de
50
0
précipitations (mm)
65

perturbation sur le SEH, montrent sur les forages AM1, AM4 et AMP3 une relative stabilité
du niveau piézométrique (figure 3-10). La plus forte variation ne dépasse pas 5 cm.
Néanmoins, il est intéressant de remarquer que le niveau varie exactement de 5 cm sur chaque
forage. Ceci laisse penser que cette variation est générale et se produit sur l’ensemble du SEH.
En condition aride et pour les mécanismes de recharge qui sont connus pour cet aquifère, la
recharge se fait au droit du lit d'oued et forme un dôme allongé qui s'atténue au fur et à
mesure que l'on s'éloigne de l'axe de l'oued. La raison reste à explorer, entre l’effet de marée
et l’influence des pompages sur les forages d’exploitation à quelques kilomètres du SEH. Les
enregistrements sur le forage AM2 montrent un disfonctionnement de l’instrument. Les
enregistrements du forage AM5 sont inexploitables pour des raisons techniques.
Figure 3-10 : Suivi piézométrique sur le SEH
3.6.2.4. Analyse de l’impact d’une crue sur la nappe : suivi sur le SEH
La crue du 07 août 2007 a débuté, brusquement, à 3h27 pour atteindre rapidement un pic à
3h51 avec une hauteur d’eau de 1.95 m. La décrue s’est produite plus lentement jusqu'à un
retour à la normale (oued sans écoulement), à partir du 21 août 2007. La profondeur de la
nappe, suivie sur 3 forages (AM1, AM4, AM5) et le piézomètre AMP3, montre des variations
consécutives à la crue. Les 4 puits suivis réagissent à la crue par une montée de la nappe. Sur
chaque puits de suivi, une répétition d’un mouvement oscillatoire de la nappe de plus en plus
atténué en s’éloignant de la date de crue est distinguée. Les deux premières ondes sont
nettement visibles et la troisième est facilement devinée sur les courbes de la figure 3-11 et 3-
66

12. Sur le piézomètre AMP3, le pic de la crue précède le premier pic du niveau de la nappe
dans le piézomètre de 5 jours et l’amplitude de ce dernier atteint 8.6 cm. Les forages AM1,
AM4 et AM5, régissent tous au même moment, 11 jours après le pic de la crue. Les
amplitudes des pics observés sur ces trois forages sont sensiblement identiques et égales à 3.6
cm. Le piézomètre réagit à la crue plus rapidement et de manière plus expressive que les
forages. Ceci peut être expliqué par le fait que le piézomètre, moins profond, n’atteint pas les
niveaux les plus perméables, contrairement au forage. Le deuxième pic de la nappe est
observé au même moment sur le piézomètre et les forages, 27 jours après le pic de la crue
dans l’oued. Contrairement au premier pic, l’amplitude est plus importante sur les forages (3.5
cm) que sur le piézomètre (2.5 cm). Les ondes successives ne sont pas encore bien expliquées.
Mais des zones très résistantes ont été mises en évidence près du SEHA par les sondages
électriques. Ceci peut correspondre à des niveaux basaltiques compacts ou à des dykes jouant
comme un obstacle à l’écoulement et agissant comme réflecteur à la propagation de l’onde de
crue.
Prof NS (m)
Dates
26/7/07 25/8/07 24/9/07 24/10/07
28.2
28.3
0.0
AM1
28.4
28.5
28.6
28.7
28.8
28.9
29.0
29.1
29.2
Figure 3-11 : Crue de l’oued Atar et impact sur la piézométrie sur le SEHA
AMP3
multi NS AM4
AM5
CRUE OUED ATAR
Plusieurs crues rapprochées sont intervenues pendant la période de novembre à décembre
2006 durant laquelle huit crues se sont succédées (figure 3-12). Le niveau piézométrique sur
le forage AM3 a été enregistré régulièrement toute les heures par la sonde de pression entre le
11 mai 2006 et le 03 avril 2007. Sur la période de mai 2006 à Janvier 2007, le niveau
1.0
2.0
3.0
4.0
5.0
6.0
distance Radar-Oued (m)
67

piézométrique a augmenté de 45 cm à son maximum. La mise en relation des données des
crues avec la piézométrie de la nappe montre que la remontée du niveau sur AM3 coïncide
avec la période de crue de l’oued Atar. L’intervention de plusieurs crues successives
provoque une amplification de l’élévation de la nappe (figure 3-13). La réponse de la nappe
commence relativement vite au moment de la crue et s’atténue très lentement.
68

Figure 3-12 : Crue de l’oued Atar et analyses des réactions sur 4 puits du SEHA
69

Profondeur de la nappe (m)
22/10/06 11/11/06
Date s
01/12/06 21/12/06 10/01/07
28.4
28.5
28.6
28.7
28.8
28.9
29
29.1
29.2
Crues de l'oued
Atar
Figure 3-13 : Succession de plusieurs crues et impact sur le forage AM3 du SEH
Une analyse de la propagation d’ondes piézométriques sera effectuée sur ces données dans le
but de déterminer les paramètres hydrodynamiques de l’aquifère. Les données de l’impact des
crues multiples enregistrées sur le forage AM3 ont une amplitude suffisante pour l’application
de cette méthode de modélisation analytique de la propagation de la crue. Les forages AM1,
AM4, AM5 et AMP3 pour lesquels l’on dispose des mesures d’impact de crue ne présentent
pas suffisamment d’amplitude de fluctuation pour être utilisés pour la détermination des
paramètres hydrodynamiques. Le principe de ce travail est présenté en annexe.
3.6.2.5. Suivi de la nappe en condition de perturbations : Pompages et slug-tests
sur le SEH
Tout les essais hydrauliques (slug-tests et pompages d’essai) sont présentés, discutés et
interprétés au chapitre 4.
3.6.3. LOGS DE CONDUCTIVITE ET DE TEMPERATURE REALISES SUR
LES FORAGES ET PIEZOMETRES DU SEH
L’évolution de la conductivité et de la température en fonction de la profondeur a été mesurée
à l’aide la sonde KLL-Q. Deux principaux niveaux ont été détectés à partir des logs de
conductivité et de température. Le niveau superficiel limité aux 10 premiers mètres à partir du
niveau statique (~28m de profondeur) présente des températures élevées (autour de 37°C) et
AM3
0
1
2
3
4
5
6
Distance Radar-Oued (m)
70

des conductivités entre 800 et 3000 µS/cm. A partir de 40m de profondeur les températures
sont légèrement plus élevées et les conductivités passent en moyenne à 10000 µS/cm. Selon
les forages on peut distinguer 1 ou 3 niveaux de conductivité : le niveau superficiel de faible
conductivité (500 à 3000 µS/cm) correspondant à un niveau occupé par des eaux fraîchement
infiltrées dans la nappe par la recharge ; le niveau de transition (3000 à 6000 µS/cm)
correspondant à la zone de mélange entre les eaux douces superficielles et les eaux plus salées
profondes ; le niveau d’eau saumâtre (10000 à 16000 µS/cm) caractérisé par une forte
minéralisation, impropre à la consommation et à l’irrigation. Les forages à grand diamètre
montrent ainsi globalement trois niveaux de conductivité tandis que les piézomètres AMP1,
AMP2 et AMP3 qui ne dépassent pas 44m de profondeur, n’atteignent pas le niveau salé
profond et donc ne présentent que des eaux de faible conductivité (figures 3-14 et 3-15).
Cependant, le piézomètre AMP3 montre une augmentation de la conductivité plus marquée
que les autres piézomètres. Les courbes de conductivité et de température montrent également
les venues d’eau du forage qui se manifestent par une rupture de courbe. Dans le chapitre 5,
des profils de conductivité réalisés sur le SEHA et d’autres forages de l’aquifère seront
discutés.
71

Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
28
32
36
40
44
48
28
32
36
40
44
48
28
32
36
40
44
48
28
32
36
40
44
48
0 5000
Conductivité (µS/cm)
10000 15000 20000
profil de conductivité des forages avant tout
pompage
Figure 3-14 : Profils des conductivités électriques des forages et piézomètres du SEHA
AM1
AM2
AM3
AM4
AM5
Conductivité (µS/cm)
0 5000 10000 15000 20000
AM1
AM2
AM4
AM5
Profil de conductivité des forages durant le pompage
sur AM3
0 5000
Conductivité (µS/cm)
10000 15000 20000
Profil de conductivité des forages 24h après l'arret du
pompage sur AM3
AM1
AM2
AM4
AM5
Conductivité (µS/cm)
0 5000 10000 15000 20000
AM1
AM3
AM4
AM5
Profil de conductivité des forages durant le pompage
sur AM2
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
28
30
32
34
36
38
40
42
44
28
30
32
34
36
38
40
42
44
28
30
32
34
36
38
40
42
44
28
30
32
34
36
38
40
42
44
0 500
Conductivité (µS/cm)
1000 1500 2000
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de conductivité des piézomètres avant tout
pompage
0 500
Conductivité (µS/cm)
1000 1500 2000
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de conductivité des piézomètres durant le
pompage sur AM3
0 500
Conductivité (µS/cm)
1000 1500 2000
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de conductivité des piézomètres 24h après
l'arret du pompage su AM3
0 500
Conductivité (µS/cm)
1000 1500 2000
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de conductivité des piézomètres durant le
pompage sur AM2
72

Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
28
32
36
40
44
48
28
33
38
43
48
Température (°C)
37 37.5 38 38.5 39 39.5
28
32
36
40
44
48
28
33
38
43
48
Profil de température des forages avant tout pompage
Figure 3-15 : Profils des températures des forages et piézomètres du SEHA
AM1
AM2
AM3
AM4
AM5
Température (°C)
37 37.5 38 38.5 39 39.5
Profil de température des forages durant le pompage
sur AM3
AM1
AM2
AM4
AM5
Température (°C)
37 37.5 38 38.5 39 39.5
AM1
AM2
AM4
AM5
Profil de température des forages 24h après l'arret du
pompage sur AM3
Température (°C)
37 37.5 38 38.5 39 39.5
AM1
AM3
AM4
AM5
Profil de température des forages durant le pompage
sur AM2
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Profondeur (m)
Température (°C)
36.2
28
36.4 36.6 36.8 37 37.2 37.4 37.6 37.8
30
32
34
36
38
40
42
44
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de température des piézomètres avant tout
pompage
Température (°C)
36.2
28
36.4 36.6 36.8 37 37.2 37.4 37.6 37.8
30
32
34
36
38
40
42
44
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de température des piézomètres durant le
pompage sur AM3
Température (°C)
36.2
28
36.4 36.6 36.8 37 37.2 37.4 37.6 37.8
30
32
34
36
38
40
42
44
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de température des piézomètres 24h après
l'arret du pompage sur AM3
Température (°C)
36.2
28
36.4 36.6 36.8 37 37.2 37.4 37.6 37.8
30
32
34
36
38
40
42
44
AMP1
AMP2
AMP3
Profil de température des piézomètres durant le
pompage sur AM2
73

3.6.4. ENREGISTREMENTS PHYSICO-CHIMIQUES DES SONDES
MULTIPARAMETRES
Deux sondes multiparamètres enregistrent en continu la température, la conductivité, le pH,
l’oxygène dissous, le potentiel redox ainsi que le niveau piézométrique dans les forages AM2
depuis le 1 juin 2007 et AM4 à partir du 17 juillet 2008 respectivement avec une fréquence de
10 minutes et de 60 minutes. La multisonde est placée à 32m de profondeur sur chaque
forage.
En dépit des incertitudes liées au fonctionnement défaillant de certaines sondes des deux
multiparamètres, des interprétations ont été recherchées pour certaines évolutions des
paramètres physico-chimiques.
Au début des enregistrements l’oxygène dissous affiche une valeur nulle. Ce qui n’est pas
normal et pourrait se justifier par un problème instrumental. Néanmoins il se produit une
augmentation de l’oxygène dissous avec l’occurrence de la crue. Le même phénomène est
observé pour le potentiel redox. Le pH montre également une augmentation après une crue en
passant de 8.2 à 8.7.
Les autres paramètres tel que le NS, la T°C et la conductivité ne présentent pas la même
évolution sur les deux forages AM2 et AM4. Leurs résultats ne sont donc pas directement
exploitables.
La conduite de slug-tests sur les piézomètres à proximité semble influer sur les
caractéristiques physico-chimiques de la nappe observées au niveau de AM2 et AM4.
L’injection d’une eau de paramètres physico-chimiques inconnus provoque une baisse de
l’oxygène dissous du potentiel redox et du pH. Ce phénomène bien marqué sur le forage AM4
et moins net sur AM2 (figure 3-16 et 3-17).
74

Température (°C)
Conductivité (mS/cm)
Potentiel Redox (mV)
37.68
37.66
37.64
37.62
37.6
37.58
Figure 3-16 : Paramètres physico-chimiques sur le forage AM4
multiparamètre sur AM4
37.56
17/ 01/ 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
07/ 08/ 08/ 08/ 09/ 09/ 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 01/ 01/ 02/ 02/ 03/ 03/ 04/ 04/ 05/ 05/ 06/ 06/ 07/
07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08
date SLUG TEST
CRUE 06/08/07 25 au 31/03/08 CRUE 03/06/08
3.1
3.05
3
2.95
2.9
2.85
2.8
2.75
2.7
2.65
2.6
multiparamètre sur AM4
17/ 01/ 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
07/ 08/ 08/ 08/ 09/ 09/ 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 01/ 01/ 02/ 02/ 03/ 03/ 04/ 04/ 05/ 05/ 06/ 06/ 07/
07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08
date
SLUG TEST
CRUE 06/08/07 25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
150
120
90
60
30
0
-30
-60
17/
07/
07
CRUE 06/08/07
SLUG TEST
CRUE 03/06/08
25 au 31/03/08
01/
08/
07
16/
08/
07
31/
08/
07
15/
09/
07
30/
09/
07
15/
10/
07
30/
10/
07
14/
11/
07
29/
11/
07
14/
12/
07
29/
12/
07
13/
01/
08
date
28/
01/
08
12/
02/
08
27/
02/
08
13/
03/
08
multiparamètre sur AM4
28/
03/
08
12/
04/
08
27/
04/
08
12/
05/
08
27/
05/
08
11/
06/
08
26/
06/
08
11/
07/
08
pH
8.8
8.6
8.4
8.2
8
7.8
multiparamètre sur AM4
7.6
17/ 01/ 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
07/ 08/ 08/ 08/ 09/ 09/ 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 01/ 01/ 02/ 02/ 03/ 03/ 04/ 04/ 05/ 05/ 06/ 06/ 07/
07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08
date
5
CRUE 06/08/07
SLUG TEST
25 au 31/03/08 CRUE 03/06/08
4.5
4
3.5
3
2.5
2
1.5
1
0.5
0
multiparamètre sur AM4
17/ 01/ 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
07/ 08/ 08/ 08/ 09/ 09/ 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 01/ 01/ 02/ 02/ 03/ 03/ 04/ 04/ 05/ 05/ 06/ 06/ 07/
07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08
date
Oxygène dissous (mg/l)
17/ 01/ 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
07/ 08/ 08/ 08/ 09/ 09/ 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 01/ 01/ 02/ 02/ 03/ 03/ 04/ 04/ 05/ 05/ 06/ 06/ 07/
07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 07 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08 08
NS (m)
28.7
28.72
28.74
28.76
28.78
28.8
28.82
28.84
CRUE 06/08/07
date
SLUG TEST
25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
multiparamètre sur AM4
CRUE 06/08/07 SLUG TEST
25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
75

température (°C)
Conductivité (mS/cm)
potentiel Redox (mV)
CRUE 06/08/07 SLUG TEST CRUE 03/06/08
37.6
37.58
25 au 31/03/08
multiparametre sur AM2
37.56
37.54
37.52
37.5
37.48
17/ 1/8 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
7/0 /07 8/0 8/0 9/0 9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 7 7 7 7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
date
2
1.95
1.9
1.85
1.8
CRUE 06/08/07 SLUG TEST
25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
1.75
multiparametre sur AM2
1.7
17/ 1/8 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
7/0 /07 8/0 8/0 9/0 9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 7 7 7 7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
date
300
200
100
0
-100
-200
-300
-400
CRUE 06/08/07 SLUG TEST
25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
-500
-600
multiparamètre sur AM2
17/ 1/8 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
7/0 /07 8/0 8/0 9/0 9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 7 7 7 7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
date
Figure 3-17 : Paramètres physico-chimiques sur le forage AM2
pH
Oxygène dissous (mg/l)
NS (m)
CRUE 06/08/07 SLUG TEST CRUE 03/06/08
8.6
25 au 31/03/08
multiparamètre sur AM2
8.4
8.2
8
7.8
7.6
7.4
7.2
17/ 1/8 16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
7/0 /07 8/0 8/0 9/0 9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 7 7 7 7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
date
3
2.5
2
1.5
1
0.5
0
CRUE 06/08/07 SLUG TEST CRUE 03/06/08
multiparamètre sur AM2
25 au 31/03/08
17/ 1/8
7/0 /07
7
28
28.5
29
29.5
30
30.5
31
16/
8/0
7
31/
8/0
7
15/
9/0
7
multiparamètre sur AM2
30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
date
17/
date
16/ 31/ 15/ 30/ 15/ 30/ 14/ 29/ 14/ 29/ 13/ 28/ 12/ 27/ 13/ 28/ 12/ 27/ 12/ 27/ 11/ 26/ 11/
7/0 1/8 8/0 8/0 9/0 9/0 10/ 10/ 11/ 11/ 12/ 12/ 1/0 1/0 2/0 2/0 3/0 3/0 4/0 4/0 5/0 5/0 6/0 6/0 7/0
7 /07 7 7 7 7 07 07 07 07 07 07 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
CRUE 06/08/07 SLUG TEST
25 au 31/03/08
CRUE 03/06/08
76

3.6.5. VARIATIONS PIEZOMETRIQUES ET ECOULEMENTS DANS
L’OUED ATAR DURANT 2.5 ANS.
La figure 3-18 représente l’ensemble des chroniques piézométriques mesurées sur le site
expérimental ainsi que les enregistrements des hauteurs de crues sur l’oued Atar sur une
période de 2 ans et demi. Les crues dans l’oued Atar ont été mesurées à l’aide du Radar et les
profondeurs d’eau dans les forages ont été suivies à l’aide des sondes de pressions. Il s’agit
des enregistrements des 3 sondes de pression et de la sonde multiparamètre installée sur AM4.
Les crues importantes se produisent entre octobre et janvier. Quelques crues sont également
enregistrées en avril, en juin et en août. Une année de sècheresse durement ressentie dans le
pays entre 2007 et 2008, notamment par des déficits en précipitation est témoignée sur ce
graphique par l’absence de crue entre octobre 2007 et janvier 2008.
Les mesures piézométriques sur les forages du SEHA sont parcellaires à cause des
défaillances des instruments de mesures qui ont justifié plusieurs retours au fournisseur pour
réparation. L’enregistrement sur le forage AM5, montre une dérive instrumentale. Le forage
AM4, qui présente la plus longue série de donnée est suivi à l’aide de la sonde
multiparamétrique qui a montré une meilleure efficacité que les sondes de pression. Une
deuxième sonde multiparamètre placée sur le forage AM2 a été plus décevante parce que la
sonde de pression intégrée n’a jamais fonctionné correctement.
Il est intéressant de remarquer la fluctuation saisonnière sur le SEHA. En été, la nappe baisse
et sa remontée correspond à l’arrivée des crues. Cet aspect est bien visible sur les forages
AM3 et AM4. Les amplitudes de baisse peuvent varier d’une année sur l’autre en fonction des
volumes des crues et des débits exploités dans l’aquifère.
La crue sur l’oued Atar provoque une élévation de la piézométrie qui atteint plusieurs dizaines
de centimètre surtout lorsqu’il se produit une succession rapprochée de crues sur l’oued Atar.
Cette élévation de la piézométrie est suivie d’une oscillation de la surface de la nappe de
2 à 4 cm environ témoignant de la rapidité de la recharge par les crues.
77

Profondeur de la nappe (m)
14/3/
06
28.4
28.5
28.6
28.7
28.8
28.9
29.0
29.1
29.2
29.3
29.4
13/4/
06
13/5/
06
12/6/
06
12/7/
06
11/8/
06
10/9/
06
10/10
/06
9/11/
06
30/10/06 14:01
3.700
9/12/
06
8/1/0
7
7/2/0
7
AM3
5/12/06 13:21
2.380
9/3/0
7
8/4/0
7
8/5/0
7
14/4/07 22:16
4.063
AMP4
7/6/0
7
7/7/0
7
6/8/0
7
5/9/0
7
06/08/2007 00:00
4.22
Figure 3-18 : Suivi de l’oued Atar et de la piézométrie sur le SEHA durant 2 ans et demi.
dates
5/10/
07
4/11/
07
4/12/
07
3/1/0
8
AMP3
2/2/0
8
AM5
3/3/0
8
2/4/0
8
2/5/0
8
1/6/0
8
multi AM4
1/7/0
8
03/06/2008 20:11
4.008
31/7/
08
30/8/
08
29/9/
08
29/10
/08
03/11/2008 07:56
2.988
28/11 28/12 27/1/ 26/2/ 28/3/
/08 /08 09 09 09
AM3
AM4
AMP4
22/01/2009 13:11
3.8
CRUE ATAR
0.0
1.0
2.0
3.0
4.0
5.0
6.0
distance radar-Oued (m)
78

3.7. CONCLUSION
Le site expérimental hydrogéologique d’Atar (SEHA) a été implanté sur un terrain de 1
hectare situé dans une région aride. Ce site regroupe actuellement 11 forages et plusieurs
types d’instruments de suivi de la nappe, des écoulements de surface et de la précipitation.
Cinq forages atteignent 45 à 53 m et 6 piézomètres de plus petit diamètre, font de 40 à 49 m
de profondeur. Localement, sur le site, aucune infiltration directe des eaux de pluie n’est
possible à cause de l’épaisse couche sédimentaire et argileuse qui peut atteindre 20 m
recouvrant l’aquifère basaltique. Les instruments électroniques installés sur le SEH, ont
beaucoup de défaillances importantes. Mais des enregistrements exploitables ont pu être
obtenus.
La nappe circule dans des basaltes fracturés plus ou moins altérés présentant des intercalations
sédimentaires et des scories. Elle présente une variation verticale de salinité avec, notamment,
un étage superficiel à eau douce (~1000µS/cm) et un étage profond à eau saumâtre
(10000µS/cm). Une configuration similaire est retrouvée à plusieurs endroits de l’aquifère en
dehors du site expérimental. Cet aspect sera abordé dans le chapitre 5 qui concerne les
propriétés physico-chimiques sur l’ensemble de l’aquifère.
L’écoulement de l’oued Atar affecte directement la nappe avec une élévation du niveau
piézométrique et un enrichissement en oxygène dissous. Cette recharge est assez rapide, mais
un retard systématique subsiste entre le moment de la crue et la réponse de la nappe.
Une chronique sur presque 3 ans des crues et de la piézométrie permet de se rendre compte
des variations saisonnières et des variations ponctuelles d’une année sur l’autre. Mais il serait
intéressant de produire des chroniques plus longues pour tirer des observations à une échelle
pluriannuelle et les corréler aux variations climatiques régionales.

CHAPITRE 4 : CARACTERISATION HYDRODYNAMIQUE DE
L’AQUIFERE DE DJIBOUTI
4.1. INTRODUCTION
L’exploitation d’un réservoir souterrain se répercute sur le niveau piézométrique. L’un des
premiers objectifs de l’évaluation quantitative de la ressource souterraine, est la prévision de
la baisse de la charge hydraulique dans un aquifère soumis à un régime d’exploitation défini.
Les formules de prédiction développées et les techniques de simulation permettent de calculer
le rabattement de la charge hydraulique qui se produit dans un aquifère en réponse au
développement de la nappe à travers les puits. Elles nécessitent comme données d’entrée trois
paramètres hydrogéologiques de base : la conductivité hydraulique K, la porosité n et la
compressibilité α ; ou les paramètres dérivés caractérisant l’aquifère : la transmissivité T et
l’emmagasinement S. Le défi est alors de parvenir à mesurer ou à calculer ces paramètres de
façon fiable et relativement facile. Dans cet objectif, différents procédés, indirects et directs,
ont été mis en place et adaptés à différentes conditions limites et types d’aquifère. Les tests
hydrauliques (chocs hydrauliques et essais par pompages) sont très utilisés et permettent
d’obtenir directement ces paramètres (transmissivité, coefficient d’emmagasinement,
conductivité hydraulique, …).
4.2. POMPAGES ET CHOCS HYDRAULIQUES EN MILIEU
VOLCANIQUE: REVUE DE LA LITTERATURE
Les modèles d’interprétation des slug-tests les plus courant ont été développés par Hvorslev
(1951), Cooper et al. (1967), Bouwer et Rice (1976) et Bouwer (1989). Un grand nombre de
publications décrit le procédé et les applications des slug-tests (Hyder et Butler, 1995 ; Mace,
1999 ; McElwee, 2002 ; Yeh et Chen, 2007 ; Audouin et Bodin, 2008). La représentativité
des résultats des slug-tests n’est pas évidente sur l’ensemble de l’aquifère. Les slug-tests
donnent une estimation assez locale des caractéristiques de l’aquifère, sur une aire limitée
autour du puits testé. S’il existe des écoulements à travers des fractures le puits testé peut ne
pas les intercepter. Et si le puits intercepte des fractures, l’interprétation peut être imprécise à
cause des hypothèses de validité des modèles les plus communément utilisés (Karasaki,
1986).
80

Un essai par pompage mobilise par contre un volume plus important de l’aquifère et de ce fait
les paramètres calculés sont plus représentatifs comparés aux résultats des slug-tests. Les
modèles d’interprétation sont décrits dans Kruseman et de Ridder, (1990).
Quelques travaux de caractérisation des milieux volcaniques à l’aide des tests hydrauliques
sont résumés ci-après.
Versey et Singh (1982), ont étudié l’aquifère basaltique du Deccan en Inde. Les joints de
refroidissement et les fissures sont très présents dans la partie supérieure des coulées
basaltiques. Ces joints et fissures peuvent être ouverts ou colmatés, réduisant ainsi la
perméabilité des basaltes. La continuité des coulées basaltiques peut être constatée sur des
grandes distances, notamment avec l'aide des mesures d’ondes gamma naturelles et des profils
de résistivité électrique. Mais les observations hydrogéologiques montrent une faible
extension des niveaux aquifères. En effet, une série basaltique productive dans un puits peut
être stérile dans un autre puits éloigné de seulement quelques dizaines de mètres. Les couches
aquifères peuvent avoir des transmissivités de 5.78E-4 à 5.78E-3m²/s mais elles sont très
locales. Les pompages de longue durée mettent en évidence une limite étanche.
Un autre travail de caractérisation hydrodynamique, sur les traps basaltiques du Deccan, dans
la région montagneuse de Satpura, au centre de l’Inde a été réalisé par Uhl et Joshi (1986).
Basé sur la synthèse de l’analyse des essais par pompages de plus de 200 puits depuis 14 ans,
dans ce système, ils proposent une évaluation de l’application des modèles analytiques
standards pour l’analyse des essais par pompages dans un aquifère basaltique. Des pompages
à débit constant ont été analysés par l’approximation de Cooper-Jacob (1946) de l’équation de
Theis (1935), et la remontée par la méthode de rabattement résiduel. Les valeurs de
transmissivité obtenues vont de moins de 1.0E-4m²/s à plus de 3.5E-3m²/s. Les résultats des
essais par pompage ont souvent permis la prévision des conditions de l’aquifère telles que
l’extension des couches aquifères, les limites d’alimentation et l'assèchement des couches
aquifères.
Une analyse des essais par pompage conduits sur les aquifères basaltiques de la République
de Djibouti a été effectuée par Jalludin et Razack (1994). Le réseau des fractures
particulièrement bien développé dans cette région contrôle les perméabilités des aquifères
volcaniques. Deux principales séries basaltiques ont été analysées, la série Stratoïde (3.4-1
Ma) et la série de Dalha (9-3.4 Ma) distinguées par l’histoire géologique et la fracturation.
L’aquifère des basaltes Stratoïdes présente des transmissivités plus élevées de 1.5E-4 à 5.7E-1
m 2 /s comparé à l’aquifère de Dalha entre 2.9E-6 à 1.6E-2 m 2 /s. Les valeurs de coefficient
d’emmagasinement décrivent l’aquifère des basaltes Dalha comme captif ou libre en fonction
81

des endroits et l’aquifère des basaltes Stratoïdes comme semi-captif. Les débits spécifiques
calculés varient de 0.37 à 510 m 3 h −1 m −1 pour les basaltes Stratoïdes et entre 0.008 à 35
m 3 h −1 m −1 pour le Dalha. Ce qui démontre que ce dernier présente des caractéristiques
hydrodynamiques moins favorables. Ceci s’explique par une plus longue période d’altération
et d’activité hydrothermale susceptible de colmater les joints et fissures dans les basaltes
Dalha.
Des essais par pompage ont été effectués sur un aquifère basaltique d’âge tertiaire et
quaternaire, de la plaine de la rivière Snake, dans l’Idaho au nord-ouest des USA, par Johnson
et Frederick (1997). L’aquifère est constitué d’une épaisse séquence de plusieurs coulées,
intercalées d’horizons sédimentaires. Un système de packers a été utilisé dans les puits, pour
isoler des intervalles spécifiques de l’aquifère et y conduire des essais par pompage. Trois
forages de 180 m de profondeurs et 60 m d’épaisseur saturée, ont été utilisés. Les tests ont été
conduits dans la zone saturée, avec 4 à 6 intervalles de 5 m par forages. Trois modèles
analytiques ont été utilisés : le modèle captif de Theis (1935), le modèle semi-captif de
Hantush-Jacob (1955) et le modèle à double porosité de Moench (1984). Le modèle semicaptif
donne le meilleur calage des courbes expérimentales et semble correspondre aux
conditions des tests. Ces tests permettent de se rendre compte de l’hétérogénéité de
l’aquifère. La conductivité hydraulique (K) des intervalles testés varie de 7.6E-8m/s à 9.1E-
2m/s. Sur ces mêmes basaltes, Ackerman, (1991), a produit des estimations de la
transmissivité entre 1.24E-6m²/s et 8.2E-1m²/s, à partir des tests hydrauliques effectués sur 94
puits en appliquant le modèle à débit retardé de Neuman (1975) et la méthode de débits
spécifiques.
Hamm et al. (2005) ont procédé à l’interprétation des essais par pompages conduits sur deux
forages de l’île volcanique de Jeju en Corée du Sud. Trois types de modèles semi-captifs ont
été testés : le modèle sans emmagasinement dans la couche peu perméable de Hantush-Jacob
(1955), le modèle de Hantush (1960) avec emmagasinement dans la couche peu perméable et
le modèle de Moench (1985) avec emmagasinement dans la couche perméable qui considère
aussi un emmagasinement dans le puits de pompage et l’effet de la paroi du forage sur le
rabattement durant le pompage. Le modèle à double porosité de Moench (1984) est aussi
appliqué pour tester l’effet de la fracturation. Le modèle semi-captif de Moench (1985) s’est
avéré approprié aux conditions hydrogéologiques des aires testées de Jeju et a produit des
valeurs de T de 1.3E-3 m²/s et 3E-4 m²/s et des S correspondant de 5E-3 et 9E-3.
82

En résumé, les aquifères basaltiques sont caractérisés par une forte hétérogénéité de la
perméabilité. Les quelques estimations obtenues par essais de pompage donnent des valeurs
de transmissivité étalées sur plusieurs ordres de grandeurs pour une même unité aquifère.
4.3. POMPAGES ET CHOCS HYDRAULIQUES CONDUITS SUR
LE SEH
Ce paragraphe présente les tests hydrauliques (pompages de longues durée, pompages par
palier de débit, slug-tests) réalisés sur le SEH. L’interprétation de ces tests est développée
dans le paragraphe suivant.
4.3.1. SLUG-TESTS SUR LES PIEZOMETRES DU SEH
Sur le site expérimental l’ensemble des forages et piézomètres a subi des slug-tests. Sur les 11
forages actuellement opérationnels 7 forages ont donnés des résultats non exploitables à cause
d’une trop forte perméabilité de terrain. Seulement 4 piézomètres (AMP2, AMP4, AMP5 et
AMP6) ont donné des résultats exploitables. La particularité de ces derniers réside dans le fait
qu’ils n’ont pas atteint les scories très perméables contrairement aux 7 autres forages.
Le slug test est un essai simple et bien adapté à l’évaluation des paramètres hydrodynamiques
(perméabilité, transmissivité) des milieux aquifères faiblement perméables. Le slug test
consiste à suivre, dans un forage, l’évolution du niveau d’eau H en fonction du temps t, après
l’induction d’une augmentation brusque du niveau de la nappe dans le puits par l’injection
d’un volume d’eau (figure 4-1). A l’arrêt de l’injection la charge hydraulique mesurée est H0.
La relaxation est alors suivie jusqu’au retour au niveau piézométrique initial.
Figure 4-1 : Schéma de principe d’un choc hydraulique
H(t)
H 0
Aquifère
Niveau statique
Deux séries de slug-tests ont été conduites sur le SEH. La première série, d’Avril 2007 a
produit des résultats sur deux piézomètres AMP2 et AMP4 et la seconde série opérée en Mars
2008 a donné des résultats exploitables pour AMP2, AMP4, AMP5 et AMP6. Les
83

piézomètres AMP5 et AMP6 n’étaient pas encore construits lors de la première série de test
effectuée en avril 2007.
Pour ces slug-tests une citerne d’un volume de 6 m 3 a été utilisée avec un robinet de 3“
évacuant son eau directement dans le puits à l’aide d’un conduit flexible. Dans la zone du
SEH, l’aquifère est constitué, d’au moins, deux niveaux caractérisés par des perméabilités très
différentes : le niveau saturé superficiel peu perméable constitué par des basaltes fissurés et
altérés, repérés sur l’ensemble des forages, et le niveau saturé profond très perméable, formé
par les scories non atteint par les quatre piézomètres des slug-tests. Les slug test permettent
ainsi d’analyser la partie peu perméable superficielle de l’aquifère.
Le forage AMP1 a été testé en 2007 avec le comportement suivant. La profondeur du niveau
statique y est de 28.35 m. Un volume de vide de 0.025 m 3 est mesuré dans la colonne
insaturée du forage. Un volume de 1.8 m 3 d’eau a été injecté durant 3.42 minutes. Une
variation du niveau statique de 20 cm a été enregistrée. Ce petit cône s’est dissipé dans la
nappe au bout de 4 minutes. Les piézomètres AMP1 et AMP3 ont montré des comportements
similaires. Les forages AM1, AM2, AM3, AM4 et AM5 plus profond et de plus gros diamètre
n’ont montré aucune réaction à l’injection de plusieurs m 3 d’eau.
Les piézomètres positifs aux tests par choc hydraulique, AMP2, AMP4, AMP5 et AMP6 ont
des comportements similaires. Pour illustration, le forage AMP2 a un niveau statique à 29.04
m de profondeur et possède une colonne de vide de 0.025 m 3 . Un volume d’eau de 0.088 m 3
injecté en 23 secondes à rempli la colonne vide du piézomètre. Le niveau de l’eau dans le
puits est donc remonté de 29.04 m. La relaxation a été suivie durant 24 heures avant de
revenir au niveau statique initiale (figure 4-2).
charge normalisée Ht/Ho
1
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
Slug test sur AMP2
0 10000 20000 30000 40000 50000 60000 70000
temps (s)
Figure 4-2 : Relaxation de la charge hydraulique en réponse à un slug test sur le piézomètre AMP2
84

4.3.2. POMPAGES PAR PALIERS DE DEBIT
Des essais par pompages ont systématiquement été conduits sur les forages de reconnaissance
AM1 à AM5 dès la fin de leur réalisation. L’essai a été réalisé à l’aide d’une pompe
immergée placée à la profondeur de 38 m pour AM1, AM3 et AM4, à 42 m dans le forage
AM2 et enfin à 49 m sur AM5 (figure 4-3).
Sur le forage AM1 l’essai de pompage a été réalisé suivant 4 paliers de débit non enchaînés.
Le débit est fixé à 6 m 3 /h pour le premier palier, 13.85m 3 /h pour le second, 30 m 3 /h pour le
troisième et 45.11 m 3 /h pour le dernier.
Chaque palier comprend 60 minutes de pompage et 15 à 30 minutes de suivi de la remontée.
La variation du niveau dynamique n’a pas dépassé 0.093 m.
Suite à un développement observé sur le forage il a été décidé de refaire un second essai de
pompage. Le second comprend aussi 4 paliers de débits mais enchaînés. Les paliers successifs
sont 2.1 m 3 /h, 13.8m 3 /h, 34.3 m 3 /h et 45 m 3 /h. Le niveau dynamique atteint une amplitude
maximale de 0.015 m. Un développement du puits, encore plus net, est observé durant le
pompage. Les débits imposés semblent trop faibles pour abaisser sensiblement le niveau de la
nappe.
Le forage AM2 a subi un pompage suivant 4 paliers enchaînés de 6 m 3 /h, 13.3 m 3 /h, 39.7
m 3 /h et 45 m 3 /h. Le rabattement observé est de l’ordre de 0.01 m. Le forage AM5 donne des
résultats similaires pour des débits de pompage similaires. L’essai sur le forage AM4 donne
des résultats paradoxaux car le rabattement diminue alors que le débit de pompage augmente.
Un développement interviendrait donc à chaque palier.
Le forage AM3 est le seul qui a donné un résultat utilisable pour calculer une valeur de
transmissivité fiable. Un premier essai par palier constitué de 3 paliers non enchaînés (10.26,
28.8 et 32.72 m 3 /h) a montré un développement au palier 2. Le second test constitué
également de 3 paliers non enchaînés (7.74, 22.5 et 36 m 3 /h) montre un rabattement de 5.92
m.
85

Rabattement (m)
0
0.02
0.04
0.06
0.08
0.1
Débit de pompage (m3/h)
0 10 20 30 40 50
1er test de pompage
2ème test de pompage
Rabattement (m)
0
0.04
0.08
0.12
0.16
AM1
Rabattement (m)
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
Débit de pompage (m3/h)
0 10 20 30 40 50
1er pompage d'essai
Débit de pompage (m3/h)
0 10 20 30 40 50
1er test de pompage
AM4
Rabattement (m)
AM2
0 10 20 30 40
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
Rabattement (m)
Débit de pompage (m3/h)
1er test de pompage
0
2
4
6
8
Débit de pompage (m3/h)
0 10 20 30 40 50
AM5
AM3
courbe
caractéristique
2eme test de
pompage
1er test de
pompage
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
Une deuxième série de pompage par paliers de débit a été réalisée en avril 2007, sur les
forages AM2 et AM5 juste avant de démarrer la compagne de pompage de longue durée. Le
forage AM2 a subit un pompage de 5 paliers enchaînés de 15 minutes chacun, avec 33.9, 42.7,
53.1, 68, 81 m 3 /h de débits. Le rabattement maximal observé est de 1.245 m.
Le forage AM5 a subi un pompage par paliers enchaînés de débit de 4.88, 12.5, 33, 41.5 et 52
m 3 /h. La durée de chaque palier est de 15 minutes. Un rabattement maximal de 6.39 m a été
enregistré (figure 4-4).
s (m)
0
1
2
3
4
5
6
7
Q (m3/h)
0 20 40 60 80
AM2
Figure 4-4 : Evolution du rabattement lors d’un pompage par paliers de débit sur AM2 et AM5
s (m)
0
1
2
3
4
5
6
7
Q (m3/h)
0 20 40 60 80
AM5
86

4.3.3. POMPAGES DE LONGUE DUREE
4.3.3.1. Pompage sur AM3
Le pompage sur AM3 a commencé le 3 avril à 17h00 jusqu’au 7 avril à 9h30, soit 88,5
heures. La pompe est positionnée dans le puits à 43 m de profondeur depuis la surface du sol.
Le mauvais fonctionnement du groupe électrogène ayant conduit à la dérive du débit de
pompage, a rendu les résultats de ce pompage difficilement exploitables. La variation du débit
entraîne une variation du niveau dynamique de AM3. Le débit varie entre 30 et 68 m 3 /h et le
rabattement entre 4.5 et 12 m (figure 4-5). Le niveau statique initial est de 28.78 m. Le débit
peut être considéré comme constant à partir du 5 avril, c'est-à-dire après 34h de pompage, et
jusqu'à la fin du pompage. Le suivi des autres forages montre, durant le pompage, une légère
baisse de la nappe de presque 20 cm suivie d’une stabilisation.
80
70
60
50
40
30
Pompage longue durée sur AM3
20
0
0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 350000
Temps (s)
Q m3/h
ND (m)
Figure 4-5 : Variation du rabattement et du débit durant le pompage longue durée sur le forage AM3
4.3.3.2. Pompage sur AM2
Le pompage sur AM2 a commencé le 10 avril à 15h45 jusqu’au 12/04/07 à 15h50, soit 48
heures. Le niveau statique (NS) initial est de 28.255 m. La pompe est placée à la profondeur
de 43 m. Le débit de pompage est resté assez constant à 82 m 3 /h. Une courbe de pompage
descente/remontée est restituée sur la figure 4-6. Le niveau dynamique (ND) passe rapidement
à 29.55 m et se stabilise avec un rabattement de 1.3m. A l’arrêt de la pompe le ND remonte
directement à 28.32 m puis tend plus lentement vers le NS initial. Le suivi des autres forages
du SEH présente le même comportement que lors du précèdent pompage. La variation du
niveau de la nappe est de l’ordre de 10 cm. Le niveau de la nappe baisse de 10 cm durant les
premières 15 min de pompage et se stabilise.
45
40
35
30
25
20
15
10
5
87

ND (m)
29.8
29.6
29.4
29.2
29
28.8
28.6
28.4
28.2
courbe de pompage AM2
0 20000 40000 60000 80000
Temps (s)
100000 120000 140000
Figure 4-6 : Courbe de pompage de longue durée sur AM2
4.3.3.3. Pompage sur AM5
Le pompage sur le forage AM5 a débuté le 20 avril à 08h30 et a duré jusqu’au 21 avril 10h00,
soit 25.5 heures. Le niveau statique initial du forage est de 29.28m. La pompe a été placée à
38m de profondeur avec un débit de pompage de 52m 3 /h. La courbe de rabattement en
fonction du temps présente des irrégularités notamment une remontée du niveau durant le
pompage due à la variation du débit de pompage (figure 4-7). La durée du pompage a été
écourtée à cause du problème de groupe électrogène qui alimentait la pompe. Les données de
ce pompage peuvent difficilement être exploitées. La variation piézométrique reste de l’ordre
de 10 cm sur le site expérimental.
ND (m)
36
35
34
33
32
31
30
29
Pompage sur AM5
0 50000 100000 150000 200000 250000 300000
temps (s)
Figure 4-7 : Courbe de pompage de longue durée sur AM5
88

4.4. INTERPRETATIONS DES ESSAIS HYDRAULIQUES DU SEH
4.4.1. LES SLUG-TESTS
4.4.1.1. Présentation des données des slug-tests
Les données proviennent des essai effectués sur 4 piézomètres du site, AMP2, AMP4, AMP5
et AMP6. Sur chaque forage on dispose au moins des données de deux essais. La fiabilité des
résultats de l’interprétation des slug test est améliorée lorsque plusieurs essais sont effectués
sur un même puits au cours d’une même compagne d’essais hydrauliques (Butler et al., 1996).
La répétition de deux slug-tests conduits dans les mêmes conditions donne une indication sur
l’amplitude des erreurs expérimentales.
Le milieu testé présente de faibles conductivités hydrauliques. Le suivi de la variation du
niveau d’eau dans les puits testés a pu être effectué manuellement à l’aide de sondes
piézométriques de contact. Les piézomètres testés aux chocs hydrauliques ont été réalisés par
carottage avec un diamètre de 89mm. La profondeur atteinte est de 36m pour AMP4, 41m
pour AMP2, 49m pour AMP5 et AMP6. Tous les puits sont tubés avec du PVC de 51mm de
diamètre constant sur toute la colonne du forage (Figure 4-8).
Les réponses aux slug-tests répétés, avec un même volume injecté, montrent la superposition
des courbes. Les erreurs expérimentales sont donc négligeables et les données peuvent être
exploitées pour une interprétation. Le profil des courbes de la figure 4-9 montre une réponse
typiquement « overdamped » (=sur-amortie). Ce type de réponse est caractéristique des
milieux à faible conductivité hydraulique.
Le forage AMP4 est le plus atténué suivi par AMP5 et AMP6. La réponse du forage AMP2
est la moins amortie.
89

Figure 4-8 : Coupes techniques des piézomètres utilisés pour les slug-tests
Charge normalisée H(t)/H(0)
Charge normalisée H(t)/H(0)
1
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
1
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
AMP4 AMP2
Tubage PVC
Plein
Ø= 51 mm
Tubage PVC
crépiné
Ø= 51 mm
Fond du puits
Z=4.25m
Forage AMP2
AMP2-A-2008
AMP2-B-2008
0 50000 100000 150000 200000
temps (s)
Forage AMP5
Fond du puits
Z=-0.4m
AMP5-A-2008
AMP5-B-2008
0 20000 40000 60000 80000 100000
temps (s)
Fond du puits
Z=-8.6m
Forage AMP4
Figure 4-9 : Réponses aux slug-tests répétés dans les mêmes conditions sur 4 piézomètres du SEH.
Charge normalisée H(t)/H(0)
Charge normalisée H(t)/H(0)
1
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
1
0.9
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
AMP5
Tête de puits
en métal
Ø =76.2mm
L=3m
Fond du puits
Z=-8.5m
AMP4 2008
AMP4 2007
0 20000 40000 60000 80000 100000
temps (s)
Forage AMP6
AMP6
AMP6-A-2008
AMP6-B-2008
0 10000 20000 30000 40000
temps (s)
90

4.4.1.2. Méthodes d’interprétation des slug-tests
Les méthodes de Hvorslev (1951) et Bouwer & Rice (1976) sont succinctement décrites ciaprès.
Une présentation plus détaillée des slug-tests est donnée en annexe.
La solution de Hvorslev (1951) s’écrit :
avec :
r²
ln( L R)
K = lorsque L/R>8 (1)
2LT
0
K conductivité hydraulique [LT-1]
L longueur crépiné du forage [L]
R rayon du forage [L]
r rayon du tubage [L]
T0 retard [T]
La solution de Bouwer et Rice (1976) s’écrit :
Rcont
r²
ln( )
1 h0
K =
R
⋅ ⋅ ln( )
(2)
2L
t h
avec :
t
r rayon du tubage [L]
R rayon du forage mesuré du centre du puits jusqu’à la partie intacte de la
formation aquifère [L]
Rcont distance radiale de contribution au-dessus duquel la différence de
charge, h0, est dissipée dans la couche aquifère [L]
L longueur crépiné du puits [L]
ht déplacement du niveau d’eau en fonction du temps [L]
position initiale du niveau d’eau dans le puits en début de relaxation [L]
h0
4.4.1.3. Résultats
La profondeur des piézomètres varie de 36 à 49m (tableau 4.1). Les slug-tests ont été analysés
sur les piézomètres AMP2, AMP4, AMP5 et AMP6 qui pénètrent uniquement les basaltes
altérés et fracturés. Les données de ces tests ont été interprétées à l’aide des solutions Bouwer
and Rice (1976) et de Hvorslev (1951). Un exemple illustrant l’utilisation de la méthode de
Bouwer and Rice est donné sur la figure 4.10. La conductivité hydraulique (K, m/s) des
basaltes fissurés, varie comme suit :
- solution de Bouwer & Rice : 1.2 E-8 m/s < K < 5.5 E-8 m/s
- solution de Hvorslev : 1.5 E-8 m/s < K < 7.2 E-8 m/s
91

Les résultats des deux méthodes sont assez similaires et montrent que la conductivité
hydraulique des basaltes fracturés est très faible, de l’ordre de 5E-8 m/s.
AMP2 AMP4 AMP5 AMP6 Moyenne
prof/surface (m) 41 36 49 49
Bouwer & Rice 5.5 E-8 4.3 E-8 1.2 E-8 5.3 E-8 4.1 E-8
Hvorslev 7.2 E-8 5.6 E-8 1.5 E-8 6.4 E-8 5.2 E-8
Tableau 4-1 : Conductivités hydrauliques (K, m/s) déterminées à partir des slug-tests avec
les méthodes de Bouwer & Rice (1976) et Hvorslev (1951).
Figure 4-10 : Résultat du calage du slug test sur le piézomètre AMP5 par la méthode de Hvorslev
(1951).
Le piézomètre AMP2 est à l’écart, à 25m, des 3 autres puits et affiche une conductivité
hydraulique relativement plus élevée. Les piézomètres AMP4, AMP5 et AMP6 sont
regroupés sur une petite aire de 10 m de diamètre (figure 4-11). Une certaine disparité de K
est pourtant observée. AMP4 présente des K plus faibles que AMP6. AMP5 présente des
valeurs de K cinq à six fois plus faibles que tous les autres puits. Ces variations de K, assez
faible entre les puits peuvent témoigner des hétérogénéités du système aquifère à cette échelle
décamétrique et/ou plus simplement de l’incertitude dans l’interprétation des données. Il est
également observé que la méthode de Hvorslev (1951) donne systématiquement des valeurs
de K plus élevées, comparées à la méthode de Bouwer-Rice (1976). Les différences entre les
méthodes sont probablement dues à la différence des approches théoriques et de la géométrie
non idéale de l’aquifère.
92

Figure 4-11 : Plan de position des piézomètres
testés.
4.4.2. ESSAIS PAR POMPAGE EN PALIERS DE DEBIT
Sur le SEH nous disposons de données des essais de puits sur les trois forages AM2, AM3 et
AM5. Les essais ont été effectués par paliers enchaînés sur AM2 et AM5. La figure 4-5
représente les courbes caractéristiques de ces forages (figure 4-12).
Ces courbes témoignent de l’état de l’ouvrage au moment du test. La date du test correspond à
mars 2006 pour AM3 et le 10 avril et 19 avril 2007 respectivement pour AM2 et AM5.
s (m)
0
1
2
3
4
5
6
7
Q (m 3 /h)
0 20 40 60 80 100
AM2
AM3
AM5
Figure 4-12 : Courbes caractéristiques des forages AM2, AM3 et AM5.
Le puits AM2 est le mieux développé et se rapproche d’un puits parfait. Par contre les courbes
des forages AM3 et AM5 montrent des pentes plus fortes, signalant des rabattements
importants.
Durant un pompage l’écoulement dans le puits comporte des turbulences qui peuvent affecter
la mesure du rabattement. D’après Jacob (1946), le rabattement s observé à un instant t
10m
AMP2
AMP6
AMP5
AMP4
93

donné dans un puits de pompage est la somme de deux composante, dont l’une est linéaire et
l’autre quadratique par rapport au débit. La perte de charge linéaire due à l’écoulement
laminaire comprend la perte de charge dans le milieu aquifère ; la perte de charge due au
remaniement autour de la crépine (colmatage ou développement) ; la perte de charge due à la
pénétration partielle si l’ouvrage n’est pas complet. La perte de charge quadratique est, elle,
due à l’écoulement turbulent dans les crépines et le tubage.
s +
2
= BQ CQ
(3)
s rabattement total observé dans le puits [L]
BQ perte de charge linéaire [L]
CQ² perte de charge quadratique [L]
Q débit de pompage [L 3 T -1 ]
B coefficient de perte charge linéaire [L -2 T]
C coefficient de perte de charge quadratique [L -5 T 2 ]
Les coefficients B et C affichés dans le tableau 4-2 ont été déterminés graphiquement à partir
de la tendance linéaire de la projection du rabattement spécifique (s/Q) en fonction du débit
Q. Les coefficients de perte de charge sont les plus faibles sur AM2 et les plus élevés sur
AM3.
B (s.m -2 ) C (s²m -5 )
AM2 9.7E-03 7.0E-05
AM3 6.9E-02 2.8E-03
AM5 4.2E-02 1.6E-03
Tableau 4-2 : Coefficients de perte de charge linéaire B et quadratique C sur le SEH
Le coefficient B dépend à la fois des caractéristiques de l’aquifère et des conditions
d’exécution du forage telles que taux de pénétration, remaniement autour de la crépine et
colmatage. Le coefficient C caractérise les pertes de charges dues au régime turbulent mais est
également influencé par le débit capté et donc de la qualité (transmissivité) de l’aquifère
(Mogg, 1969).
4.4.3. ESSAIS PAR POMPAGE DE LONGUE DUREE A DEBIT CONSTANT
4.4.3.1. Présentation des données
Les pompages de longue durée ont été réalisés sur les forages AM2, AM3 et AM5 (figure 4-
13). Durant les essais par pompage, les niveaux piézométriques ont été suivis sur l’ensemble
des forages et piézomètres du SEH
94

Profondeur
du forage
50m
AM2
Tête de
puits en Acier
Ø = 340mm
L = 3m
Tubage PVC
Plein
Ø = 195mm
Tubage PVC
Crépiné
Ø = 195mm
AM3
Profondeur
du forage
53m
Figure 4-13 : Coupes techniques des forages AM2, AM3 et AM5.
A cause des défaillances techniques intervenues lors des pompages, et des faibles impacts des
pompages sur le niveau piézométrique des puits d’observation, toutes les données recueillies
ne sont pas exploitables. Les pompages de longues durées ont été conduits sur les forages
profonds qui captent le niveau scoriacé sous les basaltes fracturés. Pour l’interprétation on
s’est intéressé au pompage sur AM2, à un débit de 82 m 3 /h, durant 48 heures. Le piézomètre
le plus proche du point de pompage AM2 est AMP4 situé à 20 m et le plus éloigné est AMP3
à 75 m (figure 4-14). Le débit de pompage varie légèrement durant le pompage à cause des
fluctuations du régime du groupe électrogène utilisé. Le débit oscille entre 75 m 3 /h et 90 m 3 /h.
Cependant, l’évolution du rabattement n’est pas affectée, de façon significative (figure 4-15).
Un rabattement maximal de 1.3 m est observé durant le pompage.
AM5
Profondeur
du forage
51m
95

AMP3
AM5
AMP2
AM4
AM3
AMP4
AM2
AMP1
Figure 4-14 : Plan de position des forages et piézomètres suivis durant le pompage sur AM2
La première mesure prise après 30 secondes de pompage indique un rabattement de 1.18m.
Jusqu’à 500 secondes la courbe montre un effet de capacité puis, une évolution régulière
indiquant que le régime transitoire de la nappe se poursuit jusqu'à 7000 s. Une stabilisation,
autour d’une valeur de 1.29m de rabattement, marquant un régime quasi-permanent, peut être
notée à partir de 7000 s, mais avec des fluctuations. Ces dernières sont dues aux fluctuations
du débit de la pompe.
Rab. (m)
1.35
1.3
1.25
1.2
1.15
1.1
1.05
1
s
Q
25m
Pompage sur AM2
AM1
0 20000 40000 60000 80000 100000 120000 140000 160000
Temps (s)
Figure 4-15 : Evolution combinée des rabattements et des débits de pompage sur le forage AM2
N
100
95
90
85
80
75
70
débits (m3/h)
96

4.4.3.2. Analyse des données piézométriques du SEH durant le pompage sur AM2
Le suivi des piézomètres et du puits de pompage, durant le pompage sur AM2, a été réalisé à
l’aide des sondes piézométriques de contact à l’exception de AMP4 suivi par une sonde de
pression. Ces mesures manuelles admettent une erreur de ±1 cm. La sonde de pression admet
une erreur de ±0.5 cm. Les huit puits, incluant de 4 forages AM et 4 piézomètres AMP, suivis
durant le pompage de AM2 réagissent tous. L’amplitude du rabattement est similaire pour les
deux groupes et atteint 4.5 à 7.5 cm (tableau 4-3).
piézomètre AM1 AM3 AM4 AM5 AMP1 AMP2 AMP3 AMP4
temps à 0.005m (s) 2520 6480 3240 2196
rab. à 1000s (m) 0.01 0.045 0.01 0.025
rab. à 10000s (m) 0.03 0.055 0.02 0.045 0.02 0.01 0.01 0.025
rab. Max (m) 0.045 0.075 0.045 0.06 0.05 0.045 0.035 0.071
Tableau 4-3 : Délais et amplitudes de la réaction des piézomètres au pompage sur AM2.
Il est à rappeler que la différence entre les forages AM et les forages AMP réside, en dehors
des caractéristiques techniques, dans la nature de la formation aquifère captée. Les AMP
captent le niveau basaltique fracturé tandis que, les AM captent le niveau basaltique mais
aussi le niveau scoriacé. Compte tenu de l’incertitude des mesures et de la faible amplitude
des rabattements il est difficile de voir le démarrage de la réaction des piézomètres au
pompage sur AM2. Cependant, une nette distinction apparaît entre les AM et les AMP. On
observe que les AM réagissent moins de 1000 secondes après le pompage tandis que les AMP
sont mobilisés après 2000 secondes. Les AM réagissent donc beaucoup plus tôt que les AMP.
Par exemple, le piézomètre AMP4 situé à 20 m du puits de pompage répercute 5 mm de
rabattement à 2196 s tandis que le forage AM4, positionné à 25 m, atteint 5 mm à 120 s.
Les temps de réaction plus lents des AMP permettent de noter l’occurrence des premières
5mm de rabattement (tableau 4-3). Dans ce groupe les plus proches du puits de pompage
répondent en premiers : AMP4 à 20 m atteint 5 mm de rabattement à 2196 s, AMP1 à 35 m,
2520 s, et les plus éloignés en dernier (AMP2 à 50 m se rabat de 5 mm après 6480 s), à
l’exception de AMP3 qui réagit plutôt (situé à 75 m, réagit de 5 mm à 3240 s).
Les groupes AM et AMP ont été analysés en comparant les rabattements sur chaque forage
après un temps déterminé. Ce temps a été fixé à 1000 s pour les AM et à 10000 s pour les
AMP (figure 4-16). Dans le groupe des AMP, à l’exclusion de AMP3, l’éloignement du puits
de pompage augmente le temps de réaction du piézomètre. AMP4 présente un rabattement de
0.025 m puis vient AMP1 avec 0.02 m et enfin AMP2 et AMP3 avec 0.01 m. AMP3 présente
des caractéristiques plus perméables que les AMP. Déjà, durant les slug-tests, ce dernier a
97

manifesté un comportement hydraulique différent des AMP. En effet il n’a pas été possible
d’obtenir une réaction significative de la piézométrie durant les slug-tests sur les AM ainsi
que sur AMP3.
Après 1000 s de pompage sur AM2, le forage AM3 présente le plus fort rabattement du
groupe AM avec 0.035 m, suivi par AM5 avec 0.025 m puis AM1 et AM4 avec 0.01 m. Les
forages AM1, AM3 et AM4 se trouve à la même distance de 25 m du puits de pompage et
AM5 est à 30 m.
Le fort rabattement des forages AM3 et AM5 pourrait s’expliquer par l’existence des fissures
les reliant au forage de pompage. L’éloignement du puits de pompage n’est pas le seul critère
intervenant dans la vitesse de réaction au pompage dans le groupe AM. Les deux niveaux
lithologiques, basaltes altérés et scories reconnus sur les cuttings ont des propriétés
hydrauliques bien distinctes mais font partie d’un même aquifère. Des veines d’argiles et de
calcites de colmatage de fissures ont été reconnues sur les carottes et cuttings. L’action des
fractures et le développement d’un puits peuvent intervenir dans l’écoulement sur le SEH.
Les graphiques bi-logs de rabattement en fonction du temps montrent plusieurs pseudo
stabilisations du rabattement durant le pompage (figure 4-16).
La figure 4-17 montre le suivi du rabattement sur AMP4 manuellement et à l’aide de la sonde
de pression. Le suivi manuel montre plusieurs paliers tandis que l’enregistrement de la sonde
de pression ne met en évidence qu’un seul palier après 100000 secondes.
Ces pseudo stabilisations sont donc dues aux incertitudes des mesures. Le seul palier qui
représente une stabilisation du rabattement est situé en fin du pompage à partir de 100000
secondes.
En outre, des écarts existent entre les mesures de la sonde de pression et les mesures
manuelles. Ces écarts augmentent avec les rabattements. Les enregistrements des sondes de
pressions doivent être considérés avec prudence.
98

0.1
AM1
0.01
100 1000 10000 100000 1000000
0.1
AM4
0.01
10 100 1000 10000 100000
0.1
0.01
AMP1
0.001
1000 10000 100000 1000000
0.1
0.01
AMP3
0.001
100 1000 10000 100000 1000000
0.1
AM3
0.01
10 100 1000 10000 100000 1000000
0.1
AM5
0.01
100 1000 10000 100000 1000000
0.1
0.01
AMP2
0.001
1000 10000 100000
0.1
0.01
AMP4dipper
0.001
1000 10000 100000 1000000
Figure 4-16 : Evolution de la nappe durant le pompage sur AM2. Diagrammes bilogs des rabattements
(m) en fonction du temps (sec).
Rab. AMP4 DIPPER (m)
0.1
0.01
AMP4 dipper
AMP4 manuel
0.001
0.001
1000 10000 100000 1000000
temps (s)
Figure 4-17 : Suivi du rabattement sur AMP4 manuellement (triangle) et à la sonde de pression (rond).
1
0.1
0.01
Rab. AMP4 MANUEL (m)
99

4.4.3.3. Les méthodes d’interprétation des essais par pompages
Un grand nombre de méthode d’interprétation des essais par pompages existent dans la
littérature (Kruseman and de Ridder, 1974). Toutes s’appuient sur un certain nombre
d’hypothèses et de principes généraux. Chaque méthode s’applique dans des conditions
restreintes. Le choix de la méthode doit tenir compte des conditions particulières de terrains.
Il existe ainsi différentes méthodes en fonction du type de nappe, captive, libre ou du régime
d’écoulement permanent ou transitoire.
Dans le cadre de ce travail, la méthode d’interprétation d’un aquifère captif de Theis (1935),
celle d’un aquifère semi-captif de Hantush-Jacob (1955) et la méthode de double porosité de
Moench (1984) ont été retenues pour l’interprétation des données des pompages.
Les méthodes de Theis (1935) et celle de Hantush-Jacob (1955) sont d’usage courant en
hydrogéologie. Le principe de ces méthodes est décrit en annexe.
La solution de Moench (1984) qui est moins usitée que les précédentes est présentée ci-après.
L’écoulement des eaux souterraines dans un milieu fracture peut être très complexe.
Certains auteurs (Kazemi, 1969 ; Moench, 1984, 1988 ; Warren et Root, 1963) ont développés
des solutions dans lesquelles l’aquifère fracturé est considéré comme étant constitué de deux
milieux interactifs : le milieu matriciel de faible perméabilité, de porosité primaire et le milieu
fracturé de forte perméabilité et de porosité secondaire.
Il existe deux principaux types de modèles à double porosité basés sur le type d’écoulement
blocs à fractures, transitoire (Kazemi 1969) ou pseudo permanent (Warren and Root, 1963 ;
Moench, 1984). L’ordre de grandeur de l’écoulement induit par le pompage est supposé
proportionnel à la différence de charge hydraulique (Moench, 1984). La solution de Moench
(1984) décrivant le rabattement, et considérant un milieu homogène et isotrope en aquifère à
double porosité d’extension infini, en absence d’emmagasinement dans le puits, de l’effet de
mur du puits et de mur des fractures, s’écrit :
Q
s = W ( u,
rDγ
, σ )
(4)
4πT
r D
r
γ = K'
K
(5)
b'
r w
γ = K'
K
(6)
b'
100

Avec : rD rayon sans dimension = (r/rw)
γ paramètre d’écoulement entre les deux types de porosités (sans
dimension)
K conductivité hydraulique du système fractures [LT -1 ]
K’ conductivité hydraulique des matériaux matriciels [LT -1 ]
σ rapport de l’emmagasinement de la matrice par l’emmagasinement de
fractures (sans dimension)
Q débit de pompage [L 3 T -1 ]
r distance radiale [L]
rw
rayon du puits [L]
b’ demi épaisseur des blocs matriciels [L]
T transmissivité de l’aquifère [L 2 T -1 ]
La solution de Moench (1984) est basée sur les hypothèses suivantes :
- l’aquifère est captif
- son épaisseur est constante
- l’aquifère est d’extension infini
- l’aquifère est isotrope et homogène
- le pompage capte l’eau circulant dans les fractures
- l’écoulement dans les blocs est perpendiculaire à l’interface bloc-fracture.
- le puits d’observation reflète la charge hydraulique des fractures dans le VER
- la loi de Darcy s’applique à l’écoulement dans les fractures et dans la matrice
4.4.3.4. Ajustements et résultats de l’interprétation des essais hydrauliques.
Les ajustements aux différents modèles et les résultats d’interprétation des essais hydrauliques
sont présentés dans le manuscrit ci-joint, soumis pour publication.
101

HYDRODYNAMIC CHARACTERIZATION OF FRACTURED BASALTS
AND BASALTIC SCORIAS AT THE SCALE OF THE HYDROGEOLOGICAL
RESEARCH SITE OF ATAR (REPUBLIC OF DJIBOUTI).
Houmed-Gaba A. (1,2) , Jalludin M. (2) , and Razack M. (1)
(1)
University of Poitiers, Department of Hydrogeology, FRE 3114 - 40 avenue du Recteur
Pineau – 86022 Poitiers Cedex – France
(2)
IST Centre d’Etude et de Recherche de Djibouti, BP 486, Djibouti City, RDD
ABSTRACT.
The Djibouti basalts aquifer is located on the south east coast of the Republic of Djibouti, in
an arid climatic context. The aquifer is exploited to supply mainly drinking water to the
capital city of Djibouti. A hydrogeological research site was set up at the Atar locality, 15 km
far from the capital, for monitoring and testing purposes in order to assess the hydrogeology
of these complex volcanic rocks. The Atar site includes by now 5 deep wells and 6
piezometers. This papers presents the results of slugs tests performed on the piezometers and
long term pumping tests performed on the deep wells to evaluate the groundwater flow
parameters. Slug test have been conducted on fractured basalts layer and interpreted using
Hvorslev (1951) and Bouwer & Rice (1976) solutions. These tests provide an estimation of
hydraulic conductivity of the order of 1 10 -8 m/s. Long term pumping tests conducted on
underlying scorious layer have been analysed using Theis (1935) confined model, Hantush
and Jacob (1955) leaky model and dual porosity Moench (1984) model. The best fitted model
is the semi-confined model which shows that the scorias are under leaky conditions. The
transmissivity of the scorias is estimated at the order of 2 10 -1 m²/s, but their storativity is
variable in space.
Key-words. Basaltic aquifer. Atar Research site. Slug-tests. Pumpings tests. Djibouti.
1. Introduction
Hydrogeologists attempt to characterize the hydrodynamic behaviour of aquifers to optimize
the use and preservation of underground water resources. This requires accurate determination
of parameters such as transmissivity and storativity that control underground flows.
The slug-tests and pumping tests are hydraulic testing technics that are widely used for
characterization of aquifers. The hydraulic tests remains the most effective and most accurate
methods to characterize aquifers. For this purpose, experimental sites were established when
the complexity of the hydrogeological system is appropriate, as well as to optimize the
102

esources used as the in situ hydraulic tests require significant costs. Experimental sites have
been set up by various authors to characterize flow and transport in carbonate rocks (Bidaux
and Drogue, 1993 ; Audouin and Bodin, 2007) ; in chalky rocks (Massei et al., 2006 ;
Kurtzmana et al., 2005) ; in cristalline rocks (Bangoy et al., 1992) ; in sandy medium
(Woodbury and Sudicky, 1991 ; Turcke and Kueper, 1996). Not any research site was found
in the literature in volcanic rocks.
A slug test consists to suddenly change the hydraulic head in a well by injecting or
withdrawing a volume of water and to measure the rise or decline (relaxation) of the head as a
function of time until the return to an equilibrium state. The aquifer parameters are
determined by adjusting the slug test data to a mathematical solution appropriately. In the
literature there are several models to interprete slug-tests data: i) models describing the linear
portion of the over-damped relaxation curve (Hvorslev, 1951; Cooper et al. 1967; Bouwer and
Rice, 1976) or the underdamped relaxation curve (Krauss, 1977; Van der Kamp, 1976) ; ii)
models describing the non-linear portion (Kipp, 1985; Kabala et al. 1985; Stone and Clarke,
1993; Zlotnik and McGuire, 1998; McElwee and Zenner, 1998), iii) models attempting to
describe all the response curve to slug-tests (Kipp, 1985; Springer and Gelhar, 1991).
A large number of analytical methods are available in the literature to interpret pumping tests
data, combining different conditions of aquifer geometries (Kruseman and de Ridder, 1990).
Each method applies in limited circumstances. The choice of a method must take account of
conditions prevailing in the field.
This study focuses on basaltic aquifers characterized by high heterogeneity, using
hydraulic tests. The few estimates of transmissivity of these aquifers obtained by pumping
tests give values ranging over several orders of magnitude. Jalludin and Razack (1994, 2004)
found transmissivity values ranging from 2.9 10 -6 to 1.6 10 -2 m² /s for the Dalha basalts of 9-
3.4 My age in the Republic of Djibouti. The transmissivity of the Deccan traps in India, of
Cretaceous age, ranges between 1.0 10 -4 m²/s to more than 3.5 10 -3 m²/s (Uhl and Joshi, 1986;
Versey and Singh, 1982). The Tertiary and Quaternary basalts series, of the plain of the Snake
River in south-eastern Idaho in the northwestern part of the USA, show transmissivities of
1.24 10 -6 m²/ s and 8.2 10 -1 m²/s (Ackerman, 1991). Investigations on several levels of depth
of a well by hydraulic tests conducted with packers in the basaltic aquifer of the plain of the
Snake River (USA), showed a sharp variation of the vertical permeability of basaltic series
(Johnson and Frederick, 1997).
103

The aquifer considered in this work is the basaltic aquifer that supplies water to the city of
Djibouti, capital of the Republic of Djibouti in the Horn of Africa (Fig. 1). Detailed
geological setting of the area is available in Gasse et al. (1982). This aquifer is of paramount
importance for the social and economic development of this country. The evaluation of this
aquifer's hydrogeological properties is one of the main objectives of a large research program
launched by the authorities, with the help of the French Ministry of Foreign Affairs, within
the MAWARI research project. To this end, a hydrogeological research site (HRS) in volcanic
rocks was set up, at the Atar locality, 15 km far from the city of Djibouti. This paper presents
the results of slug-tests and long-term pumping tests performed on the HRS wells to evaluate
fractured basalts layer and basaltic scorias layer hydrogeological properties.
2. The Atar hydrogeological research site.
This research site includes for now 5 wells (AM1 to AM5, Fig.2) with pvc casing of 195mm
diameter and 6 piezometers (AMP1 to AMP6) with 51mm diameter pvc casing. Wells have
been built by destructing boreholes techniques while piezometers have been built by core
sampling method. The first goal of this site is to evaluate the groundwater flow parameters in
these complex volcanic rocks by performing hydraulic tests. A fair knowledge of the aquifer's
structure at the Atar site scale is available, thanks to the analysis of the wells cuttings and
piezometers cores. Rock cuttings and cores of the piezometers and wells highlight from top to
bottom : 1) a surface sedimentary layer between 6 and 20 meters thick, consisting of clay,
sand and alluvial deposits formed of blocks and gravel ; 2) between 20 and 40 m a fractured
and more or less weathered basaltic layer often intercalated with mainly sedimentary clay
levels ; 3) between 40 and 50 m, scorias and scoriacious basalts (Fig. 3).
The research site covers a flat area of 1 hectare. Boreholes are disposed along the flow
direction with 25 m well to well distance, and on the perpendicular direction with same
separating distance. The piezometric level is met at around 1m above sea level which is 28m
below ground level. Two types of tests have been conducted: slug-tests on the shallow
piezometers penetrating fissured basalts over twenty m depth and long-term pumping tests on
deeper wells penetrating the basalts and the underlying scoriacious layer.
3. Slug-tests at HES
For slug-tests, a 6m 3 tank was used with a tap of 3 " discharging water directly into the well.
All AM wells and AMP piezometers underwent slug-tests. Of the 11 currently operational
104

wells, 5 AM wells reaching scorias gave uninterpretable data because of too high permeability
medium. The tests on the 4 piezometers (AMP2, AMP4, AMP5 and AMP6) provided usable
data. The peculiarity of these piezometers is that they have not reached the high permeability
scorias and penetrate only the fissured basalts (Fig.4). After injection, the relaxation was
followed for 24 hours.
On each piezometer two successive slug-tests were conducted. The repetition of two slugtests
conducted in the same conditions gives an indication of the magnitude of experimental
errors and improves the reliability of data (Butler et al., 1996). The superposition of curves for
slug-tests indicates that repeated experimental errors are negligible and the data can be used
for interpretation. The profile of response curves shows an overdamped type (Fig.5). This
type of response is characteristic of environments with low permeability. The same type of
response is observed on the four tested piezometers.
The solutions of Hvorslev (1951) for confined aquifer and Bouwer-Rice (1976) for
unconfined aquifer were used to analyze the relaxation of the groundwater. These analytical
solutions are appropriate for low-permeability environments and analyze the linear portion of
the relaxation curve to determine hydraulic conductivity. Both solutions assume assumptions
of a homogeneous and isotropic aquifer, of uniform thickness. The diameter of the well is
negligible compared to the thickness of the aquifer. Hvorslev (1951) has developed the
following general solution for K:
K = [πr²(ln (ht/h0))]/[FTL] (1)
where K= hydraulic conductivity (m/s) ; r = effective radius (m) ; F = shape factor that
depends on the dimensions of the piezometer ; h0 = initial displacement (m) ; ht =
displacement vs. time (m) ; TL = time which corresponds to ht/h0 = 0.37. Hvorslev evaluated F
for the most common piezometers, where the length of the intake is greater than eight times
the screen radius.
The solution of Bouwer and Rice (1976) for K is written :
K = [r² ln(Rcont/R)]/[2L]x[1/t]x[ln (ht/h0)] (2)
where r= piezometer radius (m) ; R = radius from piezometer center to undisturbed aquifer
material (m) ; Rcont = contributing radial distance over which the difference in head, h0, is
105

dissipated in the aquifer ; L = the length of the screen (m) ; h0 = initial displacement (m) ; ht =
displacement vs. time (m)
Figures 6A and 6B show an example of calibration of the data of the slug-tests performed
on the piezometer AMP5, using both analytical solutions. A good calibration is obtained on
all piezometers using both models. This does not permit to differentiate the confined or
unconfined behaviour of the fractured basalts groundwater. However as a saturated zone and
an unsaturated zone can be distinguished in this fractured basalts layer, Bouwer and Rice
(1976) solution would be more appropriate. The hydraulic conductivity (K m/s) of the
fractured basalts, derived from these tests, range as follows (Table 1): Bouwer and Rice
solution: 1.2 10 -8 m/s < K

∞ −u
Q e du Q
s = ∫ = W ( u)
4πT u 4πT
u
where u=r²S/4Tt ; T : transmissivity (m²/s) ; S : storage coefficient (no unit) ; r : radial
distance (m). W(u) is the well function.
The application of this model assumes that the scorious layer is confined and the
fractured basalts act as an impermeable confining level.
Most supposed confined aquifers are not completely isolated from sources of vertical
recharge. Less permeable layers, both at the top or bottom of the aquifer, can drain water in
the aquifer under certain pumping conditions. The Hantush-Jacob (1955) solution was
developed to interpret pumping tests in semi-confined aquifers without storage in the low
permeable layers and unsteady flow. This solution is written as follows:
Q ⎛ r ⎞
s = W ⎜u,
⎟
(4)
4πT
⎝ B ⎠
where W(u,r/B) is the well function (Freeze and Cherry, 1979) ; K, b : hydraulic conductivity
(m/s) and thickness (m) of the permeable layer ; K’, b’ : vertical hydraulic conductivity (m/s)
and thickness (m) of the semi-permeable layer ; B = [Kbb'/K'] 1/2 is the leakage factor (m). If
K' = 0 (impermeable aquitard), then r/B = 0 and the solution is reduced to a solution of Theis
for confined system.
The Hantush-Jacob (1955) model would apply if we consider the scorias as a semiconfined
layer under the influence of the fractured basalts layer which has a much lower
permeability compared to the scorias. The fractured basalts would transmit water by leakage
phenomenon to the scorias when pumping creates a head deficit in the scorias. In this model,
there is no storage in the basalt layer, which could impede or slow the leakage.
The groundwater flow in fractured media can be very complex. Certain authors have thus
developed models for dual porosity media (Warren and Root, 1963, Kazemi, 1969; Moench,
1984). This type of model assumes a flow in a series of fractures with additional water from
the storage of matrix blocks separating these fractures. Warren and Root (1963) assume that
the flow from blocks to the fractures is in steady state. Kazemi (1969) hypothesizes that this
flow is transient. Moench (1984) has developed the concept of 'fracture skin’, which slows the
contribution of matrix flow and result in a block-fracture transfer similar to a steady flow.
Moench (1984) assumes a negligible storage in the fracture skin and flow from the blocks
perpendicular to the block/fractures interface. The flow occurs only in fractures that receive
(3)
107

water from the rock matrix. The dual porosity model could actually represent the aquifer at
the HRS, considering the scorias as the flow site (fractures) and the low-permeable fractured
basalt as matrix storage. The Moench model permits to select slabs or spheres configuration
for the matrix blocks. The basaltic aquifer of Djibouti, at the HRS, is better represented as
slab-shaped blocks, taking into account observations on the basalts outcrops in the vicinity of
the HRS. The Moench (1984) solution describing drawdown assuming a homogeneous and
isotropic dual porosity aquifer of infinite extension, in the absence of well-bore storage, well
skin, and fracture skin is written:
Q
s = W ( u,
rDγ
, σ )
(5)
4πT
where rDγ = r/b' [K'/K] 1/2 ; rD is the dimensionless radius (r/rw) ; r is the radial distance (m) ;
rw is the wellbore radius ; γ = rw/b' [K'/K] 1/2 is a dimensionless interporosity flow parameter ;
b' is the half-thickness of matrix slabs ; K' is the hydraulic conductivity of the matrix material,
K is hydraulic conductivity of the fracture system, and σ is the ratio of matrix storage to
fracture system storage.
The analysis of the tests data was conducted using the Aquifer Test Pro (Fig. 8A-F). The
comparison of experimental data with different theoretical solutions enables to evaluate the
validity of the models. The Theis (1935) confined aquifer model fits quite well the
experimental data. The values of transmissivity and storativity are reported in Tables 2 and 3.
This adjustment makes it possible to estimate with some precision the magnitude of the
transmissivity T and storativity S. The values of T are comparable on the 2 wells. The
storativity displays on the other hand a difference of nearly one order of magnitude between
the 2 wells.
The adjustment to the model of Moench (1984) is obtained by varying the following
parameters: scorias T and S , the ratios Kb/Kf and Sb/Sf. Well-bore storage, well skin, and
fracture skin have not been considered in the analysis. The estimation of the transmissivity is
comparable to that of the Theis model for the scorias. The estimate of storativity is however
quite far from the model of Theis. The ratio Kb/Kf was set at 100. This allows to infer
hydraulic conductivity of the order of 10 -4 m/s for fissured basalts. This value is very different
from that inferred by slug-tests (10 -8 m/s).
The adjustment to the semi-confined model of Hantush-Jacob (1955) involves the
following parameters: scorias T and S, the vertical permeability of fractured basalt (K') and
r/B, which reflects the leakage intensity. This model allows the best fitting with the
108

experimental data. Estimates of T and S are comparable to those deduced from the Theis
model. The value of r/B = 5.10 -2 enables to estimate the value of the leakage factor, knowing r
= 25m. We deduce B = 500m. This indicates that the leakage intensity from the fissured
basalts to the scorias is relatively low. The value of K' (K' = 4.8 10 -7 m/s) is low and is close
to that inferred from the slugs tests.
5. Comments on the results. Conceptual model of the aquifer at the site scale.
Estimation of the transmissivity of basaltic scorias obtained by adjustment of the three models
is comparable and puts the value of T between 2 to 3 10 -1 m²/s. However the dual-porosity
model of Moench (1984) can be rejected because the values of other parameters (scorias
storativity, permeability of fractured basalt) are not representative. The adjustment to the
confined aquifer model (Theis, 1935) is acceptable, since the fractured basalts have a very
low permeability.
The model that best represents the hydrogeological structure of the site of Atar is the semiconfined
aquifer model of Hantush-Jacob (1955). We note that the values of T and S obtained
using this model are close to those deduced from the model of Theis. The Hantush-Jacob
model provides the best fit of experimental data. Taking account of the Hantush-Jacob model
fitted parameters, a difference of one order of magnitude can be noted between the values of S
on AM3 and AM5 wells. The storativity is 10 times higher on AM5 than on AM3.
At the scale of the Atar experimental site and for the tested depth, the aquifer is formed by
a succession of fissured basalts and basaltic scorias. The fissured basalts layer tested using
slug-tests lies above the scorious layer tested by long duration tests. Basalts are characterized
by very low permeability. The values obtained range from 1 10 -8 to 7 10 -8 m/s and show a
relative homogeneity of these basalts. The scorias have much higher permeability, ranging
from 1 10 -2 to 4 10 -2 m/s. The storativity of the scorias is relatively variable in space.
Given these results, the conceptual model that is closest to the basaltic aquifer at the site is
a semi-confined aquifer in agreement with the theoretical Hantush- Jacob (1955) model
(Fig.9).
109

6. Conclusion
The hydrogeological research site installed on the basaltic aquifer of Djibouti has been tested
by pumping and slug-tests. This aquifer consists of a piling of basalts layers more or less
fractured and scorias interbedded with sedimentary levels. The slug-tests were used to
characterize the 20m thick fractured basalts, which shows very low permeabilities (10 -8 m/s).
The pumping tests, despite the low measured drawdowns, permit to characterize the 10m
thick scorious layer and highlight high transmissivities at the order of 10 -1 m²/s.
The model that comes closest to the hydrogeological structure of the site is a semi-confined
aquifer model. The tests revealed a relative homogeneity of the fissured basalts and of the
scorias permeability. The scorias storativity shows on the other hand a certain spatial
heterogeneity.
At the scale of the basaltic aquifer of Djibouti, the fissured basalts and scorias layers were
found in all wells drilled to exploit this aquifer. The thickness of the aquifer is not known with
accuracy. The deepest exploitation wells reaches 250m depth and still remain in the basalts.
These deep wells display recurrence of the fissured basalts – scorias layers. The findings
derived from this work make a significant contribution in the understanding of
hydrodynamics of the basaltic system.
One should however be cautious to interpolate in depth the hydrodynamic characteristics
obtained at the Atar site for the first 50 meters depth. Various phenomena can indeed
intervene and influence the hydrodynamic properties of the system (change in degrees of
fracturing, alteration and/or clogging by hydrothermal circulations clearly visible on these
formations, lateral variation of thickness ...). Thus an extension of the experimental site is
foreseen by the realization of deep wells (>200 m) and setting up of suitable equipments to be
able to abstract more important pumping rates.
110

Nomenclature
B leakage factor Kbb ' K'
[L]
b thickness of the aquifer [L]
b' thickness of the leaky aquitard [L]
c hydraulic resistance b’/K’ [T]
D thickness of the saturated zone [L]
Hi Initial hydraulic head in aquifer [L]
Hf Final hydraulic head in aquifer [L]
hd Dimensionless drawdown
K aquifer hydraulic conductivity [LT -1 ]
K’ vertical hydraulic conductivity of the leaky aquitard [LT -1 ]
Kb Block hydraulic conductivity [LT -1 ]
Kf Fracture hydraulic conductivity [LT -1 ]
Q Well discharge rate [L 3 T -1 ]
r Radial coordinate originating at the center of pumping well [L]
s Drawdown in aquifer [L]
S Storativity
Sb Block storativity
Sf Fracture storativity
td Dimensionless time
T Transmissivity of the aquifer [L²T -1 ]
W(u) Well function
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AMP2 AMP4 AMP5 AMP6 Average
Depth/surface (m) 41 36 49 49
Bouwer & Rice 5.5 10 -8 4.3 10 -8 1.2 10 -8 5.3 10 -8 4.1 10 -8
Hvorslev 7.2 10 -8 5.6 10 -8 1.5 10 -8 6.4 10 -8 5.2 10 -8
Table 1. Hydraulic conductivity (K, m/s) determined from slug-tests performed in the
piezometers, using Bouwer & Rice (1976) solution and Hvorslev (1951) solution.
Scorias T (m²/s) Scorias K (m/s) Scorias S r/B K' (m/s) Kb/Kf Sb/Sf
Theis 3.0 10 -1 3.0 10 -2 4.6 10 -4
Hantush-
Jacob
Moench dual
porosity
1.9 10 -1 1.9 10 -2 1 10 -3 5 10 -2 1.2 10 -7
2.7 10 -1 2.7 10 -2 1.3 10 -5 10 -2 10 +2
Table 2. Pumping tests at well AM2. Estimated aquifer parameters of the various models
using AM3 well data. T: scorias transmissivity (m²/s) ; K : scorias hydraulic conductivity
(m/s) ; K': fractured basalts vertical hydraulic conductivity (Hantush-Jacob model) ; r : radial
distance (m); B : leakage factor ; Kb : block hydraulic conductivity (Moench dual porosity) ;
Kf : fracture hydraulic conductivity (Moench dual porosity) ; Sb : block storativity ; Sf :
fracture storativity.
Scorias T (m²/s) Scorias K (m/s) Scorias S r/B K' (m/s) Kb/Kf Sb/Sf
Theis 2.8 10 -1 2.8 10 -1 7.8 10 -3
Hantush-
Jacob
Moench dual
porosity
2.1 10 -1 2.1 10 -2 1.6 10 -2 5 10 -2 4.8 10 -7
3.1 10 -1 3.1 10 -2 4.5 10 -5 10 -2 10 +2
Table 3. Pumping tests at well AM2. Estimated aquifer parameters of the various models
using AM5 well data. See Table 2 caption.
114

Figure 1. Location map of the Djibouti basaltic aquifer. Republic of Djibouti. HES :
Hydrogeological Experimental Site
Figure 2. The Atar research site. Locations of the wells (AM) and the piezometers (AMP)
115

Fig.3. Stratigraphical diagram of the HES
Figure 4. Simplified aquifer diagram at HES shallow piezometer (AMP)
116

Figure 5. Typical overdamped slug-tests response at piezometer AMP6
Figure 6. Comparaison of (A) Bouwer-Rice and (B) Hvorslev models for slug-tests analysis at
AMP5
Figure 7. Simplified aquifer diagram at HES deeper wells (AM)
117

Figure 8. Long term pumping tests analysis on wells AM3 and AM5. A and B : Theis (1935)
confined model ; C and D : Hantush-Jacob (1955) semi-confined model ; E and F : Moench
dual porosity model. (1984)
A B
C D
E
Figure 9. Conceptualisation of the basaltic aquifer at the scale of the Atar research site.
F
118

4.5. CONCLUSION
Les tests hydrauliques conduits sur le site expérimental d’Atar ont permis d’obtenir l’ordre de
grandeur des paramètres hydrodynamiques (transmissivité, conductivité hydraulique,
emmagasinement) des basaltes aquifères. La transmissivité et la conductivité hydraulique
déterminées par différents modèles restent fiables et comparables.
Les basaltes fracturés ont des perméabilités très faibles (5E-8m/s) comparées à celles des
niveaux scoriacés (1E-1 à 1E-4m/s). Deux ordres de grandeurs au moins distinguent les deux
unités géologiques. Clairement, à l’échelle du site expérimental, un modèle bicouche semble
le plus adapté à la structure du système aquifère. Le fait que l’épaisseur exacte de l’aquifère
ne soit pas bien connue, affecte les résultats mais ne change pas leur ordre de grandeur.
Ces premiers résultats sont très encourageants et incitatifs pour la poursuite de l’équipement
du site, incluant la mise en place d’un ou deux forages suffisamment profonds
(100m

CHAPITRE 5 : ETUDE PHYSICOCHIMIQUE ET ISOTOPIQUE
DU SEH ET DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI
5.1. INTRODUCTION
L’hydrochimie apporte une contribution importante à la compréhension des circulations des
eaux souterraines. L’aquifère de Djibouti a été traité sur son aspect chimique et isotopique par
la thèse de Bouh (2006). Le présent travail se base sur les résultats des précédents travaux et
apporte de nouvelles données acquises sur le Site Expérimental Hydrogéologique d’Atar mis
en place dans le cadre de ce travail de thèse. Les observations physicochimiques effectuées
sur les forages du SEH et de l’ensemble de l’aquifère, ainsi que les analyses chimiques et
isotopiques des eaux recueillies sur la nappe apportent des informations importantes sur la
qualité des eaux et le fonctionnement du système aquifère. Dans ce chapitre on aborde tout
d’abord le problème de la variabilité verticale de la salinité des eaux avec un premier
paragraphe consacré aux caractéristiques physico-chimiques mesurées dans les forages à
l’aide de profils de conductivité et de température. Le paragraphe deux développe les
méthodes d’analyse chimique et isotopique appliquées. Le paragraphe suivant présente les
données qui comprennent les celles issues des travaux antérieurs et celles propres au SEH.
Les paragraphes quatre et cinq abordent l’analyse des données à l’aide de diagrammes
hydrochimiques et comparent les teneurs des éléments chimiques entre les différents groupes
présélectionnés. Le paragraphe six présente des traitements statistiques multivariés appliqués
aux résultats des analyses pour dégager des tendances ou des comportements susceptibles
d’être masqués par la masse des données. L’objectif ici, n’est pas de décrire les mécanismes
d’acquisition de la minéralisation mais d’apporter de nouvelles informations et observations
sur le comportement global de la chimie de la nappe par une approche descriptive,
comparative et statistique. Par cette approche il est recherché des informations sur le
fonctionnement de l’aquifère et l’échelle d’hétérogénéité susceptible d’être utilisé pour la
modélisation de l’aquifère.
5.2. PROFILS DE CONDUCTIVITE ET DE TEMPERATURE SUR
LES FORAGES DE L’AQUIFERE DE DJIBOUTI
On dispose sur la nappe de Djibouti des profils de conductivité et température de quinze
forages auxquels se rajoutent onze forages du SEH (tableau 5-1). Ces points d’eau se
120

1280000
1275000
1270000
1265000
1260000
répartissent essentiellement sur la zone côtière et dans la zone de pk20 au Nord Ouest et de
Ali-Ouneh au Sud-Est (figure 5-1). Il existe beaucoup plus de forages sur l’aquifère mais ils
sont en cours d’exploitation. Les profils ont été effectués à l’aide de la sonde KLL-Q décrite
dans le chapitre 3, paragraphe 3.4.1.5. Certains forages présentent des eaux salées et d’autres
des températures plus élevées.
FORAGE X Y Z sol
prof totale
sondée
E36 298479 1258959 133 180
DABAYEY 300058 1261196 128 165.5
E29 301961 1268025 30 37
E20 300917 1270393 13 30
E6 297146 1274963 23.5 30
E7 296587 1274434 29 39
FU1B 281393 1277752 187.5 210
E11B 296421 1273409 32 38.5
PK20-9 283307 1276848 156 199
ODAWA EST 303999 1259135 90 92
AWRLOFOUL3 287131 1275868 110 120
RG2 296157 1276000 21 44
NAASLEY 301501 1271878 8 32
MIDGAOUNE2 303818 1266176 62 100
GUELILE 297959 1275236 15 43
Tableau 5-1 : Coordonnées et profondeurs des forages sondés.
FU1B
PK20-9
Forage à eau douce
Forage à eau saumâtre
AWRLOFOUL3
270000 275000 280000 285000 290000 295000 300000 305000
Figure 5-1 : Localisation des forages sondés pour la conductivité et la température
RG2
E6
E7
E11B
HIDKA GUISIYED
GUELILE
E36
E20
DABAYEY
NAASLEY
E29
AM5
E29
AM5
ODAWA EST
MIDGAOUNE2
121

La conductivité électrique varie de 500 à 26100 µS/cm sur l’ensemble de l’aquifère. Deux
types d’évolution de la conductivité en fonction de la profondeur sont observés :
- La conductivité reste constante (forages AMP1, AMP2, AMP4, RG2, E36, Dabayyey, E29,
E20, E6, E7, FU1B, PK20-9 et AMP5 )
- La conductivité augmente à partir d’une certaine profondeur (AM1, AM2, AM3, AM4,
AM5, AMP3, Guelilé, Midgaoune2, Naasley, E11B, Odawa, Awrlofoul3).
5 forages présentent des eaux saumâtres. Le maximum de conductivité est enregistré sur le
forage Midgaoune2 avec 26100 µS/cm (tableau 5-2).
Forages/piezomètres
Augmente
C T°
Stable
C T°
Diminue
C T°
Max-Min
∆C (µS/cm) ∆T (°C)
Prof. sondée
(m)
Cote sondée
(NGF)
AM1 + + 15000 1.3 43 -16
AM2 + + 16000 1.4 49 -22
AM3 + + 12000 1.5 50 -23
AM4 + + 14000 1.5 46 -19
AM5 + + 16000 1.4 49 -22
NAASLEY + + 2000 1.3 32 -24
MIDGAOUNE2 + + 25000 1.4 100 -38
GUELILE + + 16000 2.4 43 -28
AMP1 + + 100 1 40 -13
AMP2 + + 150 0.5 41 -14
AMP3 + + 500 0.3 42 -15
AMP4 + + 50 0.5 36 -9
AMP5 + + -1000 0.2 48 -21
E36 + + 100 2 180 -47
DABAYEY + + -5 2 165.5 -37.5
E29 + + 12 0.7 37 -7
E20 + + -30 1 30 -17
E6 + + -70 0.7 30 -6.5
E7 + + 20 0.6 39 -10
FU1B + + -30 2 210 -22.5
E11B + + 500 0.4 38.5 -6.5
PK20-9 + + -200 14 199 -43
ODAWA EST + + 900 2 92 -2
AWRLOFOUL3 + + 400 -4 120 -10
RG2 + + 0 0.2 44 -23
Tableau 5-2 : Evolution de la conductivité et de la température dans les forages en fonction
de la profondeur
Les profondeurs maximales sondées ramenées à la côte/mer (l’élévation par rapport au niveau
de la mer) permettent d’effectuer une comparaison des forages. Midgaoune2 atteint les eaux
salées à 80 m de profondeur c'est-à-dire une côte/mer de -18 m. Par contre les forages E36 et
PK20-9, plus en amont, vont jusqu'à -47 m/mer et -43 m/mer sans toucher des eaux salées.
Ces premières observations laissent croire que la zone côtière est plus susceptible de présenter
des eaux salées mais que ces eaux ne se trouvent pas partout dans l’aquifère. Le forage RG2
situé à une distance de 6 km de la mer, comme Midgaoune2, atteint une cote de -23 m/mer
sans toucher des eaux salées.
122

Altitude (m)
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
-50
Conductivité électrique (mS/cm)
0 5 10 15 20 25 30
PK20-9
MIDGAOUNE2
RG2
Figure 5-2 : Deux types de profils de conductivités sur l’aquifère. Exemples des forages Pk20-9,
Midgaoune2 et RG2.
Il est vrai que la plupart des forages salés se trouvent près de la côte. Le forage Guelilé touche
les eaux salées à -24 m/mer, Naasley à -23 m/mer et AM3 à -15 m/mer. L’on ne trouve pas au
voisinage de Guelilé et Naasley des forages plus profonds pour comparer mais sur le SEH, le
piézomètre AMP5 qui se situe à 5 m de distance de AM3 atteint -21 m/mer sans rencontrer
des eaux salées.
La distribution des eaux salées n’est manifestement pas homogène sur l’aquifère. Même à
l’échelle du site certains forages (AMP5, AMP6) suffisamment profonds pour atteindre les
eaux salées reconnues sur d’autre forage du SEH (AM3, AM2) présentent des eaux douces. Il
n’est pas possible de justifier un tel comportement si l’on considère une nappe continue d’eau
salée. Les eaux salées semblent confinées à des aires restreintes avec des limites nettes. La
différence notable enregistrée entre les forages à eaux saumâtres et les autres sur le SEH est la
quantité des scories retrouvées dans les cuttings. Les forages à eaux salées captent une épaisse
couche de scorie d’une dizaine de mètre. Cette formation n’est reconnue que sur 1 à 2 mètres
lorsqu’elle est présente dans les forages à eaux douces. Il est probable que les eaux salées
soient confinées dans les lentilles de scories. Les scories étant une formation volcanique
poreuse qui se présente sous forme biseauté il est plus facile d’imaginer une distribution
parcellaire des eaux salées dans l’aquifère. L’origine de ces eaux salées est abordée dans les
paragraphes suivants.
L’aquifère basaltique de Djibouti présente des températures élevées entre 35.7 et 64.7°C. Au
niveau des forages la température reste constante ou augmente avec la profondeur. Elle atteint
123

des valeurs élevées jusqu’à 65°C environ dans la région du Pk20 (Tableau 5-2). Cette zone
présente une anomalie géothermique positive. Dans cette région caractérisée par des eaux
chaudes, le forage Awrlofoul3 montre une diminution de la température de 4°C entre la
surface et le fond (figure 5-3). Ceci indique une arrivée d’eau chaude près de la surface de la
nappe.
Altitude (m)
70
50
30
10
-10
-30
-50
Temperature (°C)
39 44 49 54 59 64 69
AWRLOFOUL3
PK20-9
RG2
Figure 5-3 : Trois types de profils de température sur l’aquifère. Exemples des forages Awrlofoul3,
Pk20-9 et RG2.
5.3. METHODOLOGIES ANALYTIQUES
Pour chaque forage, les mesures de la température, du pH et de la conductivité ont été faites
sur place et un prélèvement dans un flacon de 500 ml pour les analyses des éléments majeurs
au laboratoire de géochimie du CERD a été effectué.
Au laboratoire les mesures du pH et de la conductivité sont faites à une température constante
de 20°C.
Sur la base des résultats des profils de conductivité et température, il a été établi un
programme de prélèvements d’eau dans les forages pour les analyses chimiques et
isotopiques. On a en particulier défini la profondeur d’échantillonnage sur l’ensemble des
forages. Un accroissement vertical rapide de la minéralisation des eaux au dessous de leur
surface justifie plusieurs profondeurs de prélèvement pour chaque forage. Les forages AM1,
AM2, AM4 et AM5 ont été prélevés à trois niveaux de profondeur, le forage AM3 à deux
niveaux et les forages piézométriques AMP1, AMP2, AMP3 et AMP4 ont été prélevés à un
124

seul niveau de profondeur. Pour le carbone 14 l’échantillonnage a été fait sur les 5 forages
AM1 à AM5 à deux niveaux de profondeur, représentant le niveau de faible conductivité et le
niveau saumâtre. Pour chaque prélèvement des mesures in situ ont été effectuées pour la
conductivité, la température et le pH (Tableau 5-3). Le prélèvement a été effectué à l’aide de
l’échantillonneur manuel de diamètre 2" et d’une capacité de 500ml.
Les analyses des éléments majeurs et traces ont étés réalisés au laboratoire
d’hydrochimie du CERD à l’aide de la chromatographie ionique, de la spectrophotométrie à
flamme et des méthodes de titration.
Les échantillons destinés à l’analyse isotopique de 18 O, 2 H et 3 H ont été envoyés au
laboratoire d’Hydrogéologie de l’Université d’Avignon.
Nom du Forage AM1 AM2 AM3 AM4 AM5 AMP1 AMP2 AMP3 AMP4
Date de prélèvement 06/01/2007 27/12/2006 27/12/2006 07/01/2007 07/01/2007 09/01/2007 09/01/2007 09/01/2007 09/01/2007
Niveau statique 28.07 28 28.48 28.54 29.12 28.3 28.8 28.42 28.55
Profondeur1 30 33 35 33 33 32 37 33 33
Profondeur2 38 40 /// 39 39 /// /// /// ///
Profondeur3 39.5 47 45 44 44 /// /// /// ///
Conductivité1 2610 2270 1092 3600 3640 672 1460 448 2130
Conductivité2 4910 3290 /// 5130 4630 /// /// /// ///
Conductivité3 9910 15700 12600 13900 10410 /// /// /// ///
Température1 37.2 36 37 34 34.5 35 34.7 34 35.4
Température2 36 35 /// 34 34 /// /// /// ///
Température3 36 35 36 34 34 /// /// /// ///
pH1 7.33 6.28 7.6 6.93 7.71 7.11 7.18 7.2 7.44
pH2 6.93 7.42 /// 6.89 7.6 /// /// /// ///
pH3 6.97 7.2 7.1 6.77 7.77 /// /// /// ///
Conductivité1 (3640µS/cm pour AM5) correspond à la mesure effectuée in situ lors du prélèvement à la Profondeur1 (33m)
Conductivité2 (4630µS/cm pour AM5) correspond à la mesure effectuée in situ lors du prélèvement à la Profondeur2 (39m)
Tableau 5-3 : Prélèvements effectués sur les forages et piézomètres du SEH
Les volumes prélevés sont :
500ml pour l’analyse du tritium ; 500 ml pour l’analyse des éléments majeur ; 50 ml cations
éléments traces ; 50 ml pour les anions éléments traces ; 100 ml pour l’oxygène 18 et le
deutérium ; 1000 ml pour le carbone 14 et 750 ml ont été placés en stockage.
Les isotopes stables de l’oxygène et de l’hydrogène sont à l’état de trace dans les eaux
naturelles sous forme des molécules HDO et H2 18 O. Les rapports HDO/H2 16 O et H2 18 O/H2 16 O
sont respectivement de 3x10 -4 et 2x10 -3 . La volatilité des molécules lourde H2 18 O est
inférieure à celle de H2 16 O et par conséquent on observe un fractionnement isotopique lors des
changements d’état de l’eau en particulier évaporation et condensation. Le tritium (HTO)
injecté dans la haute atmosphère par les explosions thermonucléaires constitue un troisième
traceur pour l’étude du cycle de l’eau atmosphérique.
125

L’analyse de la répartition du deutérium, de l’oxygène 18 et du tritium dans les eaux
naturelles conduit à des applications, en hydrologie, sur l’origine, le temps de renouvellement
et de transit de l’eau dans un système aquifère.
Les teneurs en isotopes lourds, 2 H, et 18 O ont été mesurées par spectrométrie de masse
après équilibration des échantillons avec du CO2 pour l’oxygène 18 (Epstein et al., 1953) et
réduction par le chrome (méthode Pyroh) pour le deutérium (Gehre et al., 1996). Ces isotopes
sont quantifiés par rapport à un échantillon étalon constitué par le SMOW (Standard Mean
Ocean Water) représentatif de la totalité de l’hydrosphère. Les résultats sont exprimés en
unité δ ou « part par mille » :
R. échantillon
− R.
étalon
δ =
x1000
Avec
R.
étalon
. =
18
O
ou
O
2
R 16 1
Le tritium (HTO) est radioactif (période T= 12.43ans) et rarissime à l’état naturel. Il
est produit naturellement dans la haute atmosphère par bombardement cosmique des atomes
d’azote ( 14 N + 1 η 12 C + 3 H). Le tritium à son tour se désintègre après émission d’un
rayonnement β - en donnant de l’Hélium ( 3 H 3 He + β - + Energie).
Depuis 1952 (premier essai nucléaire d’Eniwetok), du tritium d’origine artificielle a envahi la
stratosphère, puis l’atmosphère et contribué à ensemencer les précipitations. On en retrouve la
trace dans les eaux souterraines plus récentes que 1952. La tropopause, barrière qui sépare la
stratosphère de l’atmosphère, présente au cours de l’année des discontinuités qui facilitent le
délestage du tritium hors du réservoir stratosphérique vers l’atmosphère et donc vers les eaux.
Ces discontinuités se présentent de façon saisonnière. Le délestage est donc maximal au
printemps et en été (pic de printemps qui correspond à 3 fois la teneur moyenne pondérée de
l’année) et minimal en hiver (vallée d’hiver qui correspond à la moitié de cette même teneur).
Le dosage du tritium se fait à l’aide d’un compteur à scintillation après enrichissement
électrolytique. Les concentrations sont exprimées en unité de tritium (UT) qui exprime le
rapport 3 H/ 1 H : Par définition 1UT=activité d’une eau qui contient 1 atome de 3 H pour 10 18
atome de 1 H. Cela représente pour 1 litre d’eau dont la concentration est de 1UT, une
radioactivité de 0.118 Becquerel (Taylor, 1982).
H
H
126

5.4. PRESENTATION DES DONNEES
Sur la nappe de Djibouti, deux catégories d’eau sont, a priori, distinguées en fonction de la
conductivité électrique. Les eaux sont jugées douces pour des conductivités comprises entre
500 et 5000 µS/cm et les eaux sont saumâtres au delà de 5000 µS/cm. ». Cette discrimination
est basée uniquement sur le fait que les forages à moins de 5000 µS/cm, sont en exploitation
pour l’alimentation de la ville de Djibouti, tandis que les forages plus salés sont jugés
négatifs. Sur le site expérimental les 5 forages AM1 à AM5 sont à eaux saumâtres. Sur le
reste de l’aquifère trois autres forages ont montré des eaux saumâtres Guelilé, Naasley et
Midgaoune2. Dans les forages salés, les niveaux superficiels sont doux et les niveaux
profonds sont saumâtres. Des prélèvements d’eau pour analyses ont, de ce fait, été effectués à
au moins deux profondeurs dans chacun de ces forages. En plus de ces huit forages, le forage
HG, actuellement cassé, avait déjà été reconnu à eau saumâtre par les études antérieures
(Bouh, 2006). Un échantillon de la mer est également analysé. Une trentaine de forages à eau
douce vient compléter la table des données chimiques de la nappe de Djibouti. Il convient ici
de rappeler qu’il n’existe pas de profondeur limite cohérente sur l’aquifère à partir de laquelle
se retrouveraient les eaux saumâtres. Pour faire ressortir la particularité des eaux de l’aquifère
basaltique de Djibouti les données ont été classées en 4 groupes :
- Echantillons d’eau douce de l’ensemble de l’aquifère sauf les forages du site
expérimental ; groupe « NDJ »
- Echantillons d’eau salée de l’aquifère sauf le site Expérimental ; Groupe « saléNDJ »
- Echantillons d’eau douce du Site expérimental hydrogéologique ; Groupe « SEH »
- Echantillons d’eau salée du site expérimental hydrogéologique ; Groupe « saléSEH »
Pour faciliter l’interprétation et la comparaison avec les anciennes conclusions, le point
« HG » ainsi que les points eau de « MER » et eau de « PLUIE » ont été portés sur les
graphiques. Ce groupage permet de distinguer les eaux douces des eaux salées ainsi que les
eaux prélevées sur le SEH des échantillons du reste de l’aquifère.
L’ensemble des résultats d’analyse exprimés en milli-équivalents et la balance ionique sont
reportés dans le tableau 5-4. La balance ionique permet de vérifier la qualité et la validité des
résultats d’analyses chimiques (Krichmer, 1983 ; Fetter, 1994 ; OMM, 1994). Si la balance
ionique exprimée en pourcents est inférieure à 5% les analyses peuvent être considérées
comme bonnes. Lorsque sa valeur est comprise entre 5% et 10% les analyses peuvent être
retenues. Au-delà de 10%, les analyses doivent être rejetées. Deux causes peuvent dans ce cas
être invoquées : les méthodes analytiques utilisées sont peu précises ou alors un ou plusieurs
éléments en solution n’ont pas été dosés. L’expression de la balance ionique s’écrit :
127

Σcations
− Σanions
Ecart relatif = abs x100
Σcations
+ Σanions
5.5. FACIES CHIMIQUES DE LA NAPPE DE DJIBOUTI
Les figures 5-4 et 5-5 montrent une représentation des échantillons d’eau de l’aquifère de
Djibouti sur le diagramme Piper et sur le diagramme semi-logarithmique de Shoeller-
Berkallof. Les eaux de la nappe de Djibouti présentent un faciès chloruré alcalin. Il se produit
une évolution vers un pôle chloruré calcique magnésien avec l’augmentation de la salinité des
eaux (figure 5-4). Le profil chimique des eaux sur le diagramme de Shoeller-Berkallof
montre que le chlore est l’élément prédominant suivi par les alcalins (Na+K) puis viennent le
magnésium et le calcium. Les sulfates et les bicarbonates témoins de l’interaction avec la
roche sont en plus faibles teneurs et enfin les nitrates dont la provenance est encore inconnue
sont détectés (figure 5-5). Les eaux douces ont des profils en zigzag proches de celui de la
pluie. Ces eaux sont plus enrichies en bicarbonates en Mg et en Na+K par rapport à la pluie.
Les eaux douces de l’aquifère sont bicarbonatées et chlorurées. Les eaux salées ont des profils
plus proches de celui de la mer. Ces eaux sont enrichies en Ca, Mg, et appauvries en Na+K
par rapport à la mer. Les eaux salées de l’aquifère sont chlorurées et sulfatées.
Figure 5-4 : Faciès chimiques des eaux de l’aquifère de Djibouti, diagramme Piper
128

meq/L
800
100
10
1
0.1
0.01
Ca
mg/L
10000
1000
100
10
1
0.3
Mg
mg/L
9000
1000
100
10
1
0.2
Na+K
mg/L
10000
1000
100
10
1
0.3
Cl
mg/L
20000
10000
1000
100
10
1
0.4
SO4 HCO3+CO3 NO3
mg/L mg/L mg/L
30000
10000
1000
100
10
1
0.5
Figure 5-5 : Signatures chimiques des eaux de l’aquifère de Djibouti, diagramme Shoeller-Berkallof
5.6. ETUDE DE LA MINERALISATION
L'eau météorique, lors de sa circulation dans les systèmes aquifères acquiert une charge
minérale dont l'origine peut être variée. L’acquisition de la minéralisation des eaux
souterraines peut se produire par des phénomènes d’interaction eau-roche passant par
différents processus physico-chimiques et/ou de mélanges entre différents types d’eau.
La dernière étude géochimique conduite sur la nappe de Djibouti par Bouh (2006) met en
évidence l’existence de deux pôles de minéralisation : l’eau de mer actuelle et une eau
saumâtre fossile reconnu au niveau du seul forage Hidga Guissiyed (HG).
Dans ce travail, en plus des anciennes analyses, quatre nouveaux sites renfermant des eaux
saumâtres ont étés intégrés. De plus le site expérimental hydrogéologique d’Atar qui a fait
l’objet des analyses hydrochimiques est également considéré (Tableau 5-4).
5.6.1. LES PARAMETRES PHYSICO-CHIMIQUES
Les paramètres physico-chimiques, mesurés in situ, sont la conductivité, la température et le
pH. Le tableau 5-5 fournit une synthèse statistique de ces paramètres.
40000
10000
1000
100
10
1
0.7
40000
10000
1000
100
10
1
0.7
meq/L
800
100
10
1
0.1
0.01
MER
H G
AM2/47
MIDGAOUNE II/87m
RG 1
Fu3
AWRLAFOUL2/ 87m
AMP1/32
PLUIE
129

Nom T° pH Cond E Cl - HCO3 - SO4 2- NO3 - Br -
F -
Na +
K + Ca 2+ Mg 2+ B I %
groupe SEH
AM1 /30 37.6 7.73 2610 19.6 1.6 1.4 0.1 0.0 0.018 11.6 0.4 5.9 6.6 4
AM1 /38 37.6 7.66 4910 37.0 2.3 3.3 0.2 0.1 0.022 16.8 0.5 13.1 15.8 4
AM2 /33 37.5 7.63 2270 14.7 2.5 1.2 0.1 0.0 0.019 4.4 0.0 5.0 6.4 -8
AM3 /35 37.4 7.6 1092 4.8 2.7 0.6 0.2 0.0 0.014 4.4 0.2 2.8 2.8 10
AM4 /33 37.6 7.7 3600 27.2 2.1 1.9 0.2 0.0 0.014 14.3 0.4 10.5 10.5 6
AM4 /39 38.2 7.53 5130 52.5 2.1 4.7 0.2 26.4 0.6 19.5 17.7 4
AM5 /33 37.4 7.8 3640 29.4 2.0 0.4 0.0 0.0 0.008 9.6 0.4 10.3 10.9 -1
AM5 /39 37.5 7.38 4630 48.2 1.8 3.5 0.3 0.1 0.028 19.9 0.6 16.1 14.0 -3
AMP1 /32 37.2 7.38 672 2.6 2.8 0.6 0.1 0.0 0.030 3.9 0.1 1.5 1.4 5
AMP2 /37 37.3 7.4 1460 8.5 3.7 1.8 0.1 0.0 0.015 8.0 0.2 3.5 3.7 4
AMP4 /33 37.4 7.32 2130 10.9 4.6 2.6 0.0 0.0 0.031 8.3 0.3 4.6 5.0 0
Groupe saléSEH
AM1 /39.5 37.6 7.87 9910 66.6 1.8 14.2 0.2 0.1 0.020 41.9 0.8 25.1 29.8 8
AM2 /47 38.7 7.95 15700 149.1 1.7 7.6 0.6 0.2 0.057 62.3 1.4 50.3 46.6 0
AM3 /45 38.3 7.36 13500 142.9 1.9 8.0 0.1 0.1 0.083 64.0 1.1 48.3 45.0 2
AM4 /44 38.9 7.19 15290 144.2 2.0 14.5 6.5 62.3 1.4 44.9 54.9 -1
AM5 /44 38.1 7.36 14050 125.4 1.5 6.8 0.3 0.2 1.549 35.4 2.3 51.4 57.1 4
Groupe NDJ
RG 1 41.20 7.70 3280 28.1 2.3 4.1 0.6 22.8 0.5 5.6 7.4 2
RG 2 42.00 7.88 3050 22.5 3.0 3.5 0.8 0.0 21.7 0.4 5.3 2.6 0
RG 3 40.90 8.10 3320 25.4 2.8 3.5 0.7 21.7 0.5 4.9 7.1 3
E1 39.20 7.56 4910 39.5 2.7 7.4 0.6 0.1 33.3 0.8 10.0 12.0 5
E2b 37.60 7.90 2520 17.7 3.0 4.6 0.6 0.0 14.8 0.5 6.0 6.7 4
E3 39.60 7.70 4200 35.7 2.9 4.0 0.6 21.7 0.5 8.3 11.5 -1
E5 39.00 7.80 2140 15.6 3.2 3.1 0.2 10.9 0.3 4.4 4.4 -5
E6b 38.30 7.87 3200 25.1 3.5 5.5 0.3 19.1 0.6 6.7 10.4 3
E7b 39.80 8.03 2390 18.3 3.2 4.1 0.6 13.3 0.5 5.7 5.9 -1
E8b 38.20 7.94 1709 12.8 2.9 1.9 0.3 0.0 10.4 0.6 2.7 2.7 -4
E11 40.60 7.70 3210 26.8 3.2 6.2 0.8 20.6 0.6 6.1 9.3 0
E12 41.00 7.51 4090 35.4 2.3 4.2 1.5 0.1 27.8 0.7 8.2 9.6 3
E13 39.00 7.85 3060 23.5 3.3 4.8 0.6 19.1 0.6 7.5 7.1 3
E18 38.20 7.75 3690 30.0 3.4 3.0 0.5 0.0 22.5 0.7 5.7 7.5 -1
E19 37.60 7.40 3430 25.4 4.1 3.4 0.5 0.0 22.5 0.5 5.7 6.7 3
E21 38.60 8.13 2640 19.2 3.5 3.1 0.9 15.9 0.5 4.2 6.5 1
E22 41.00 7.60 2670 20.6 3.4 2.9 0.5 11.5 0.5 4.7 7.9 -5
E24 38.50 7.86 3930 32.9 3.4 3.5 0.1 17.7 0.6 9.3 11.9 0
E25 38.10 7.89 3680 29.7 4.0 3.8 0.3 20.6 0.8 8.0 9.3 1
E26 38.60 7.94 3450 27.7 3.1 3.3 0.1 19.1 0.6 8.6 8.0 3
E27 38.60 7.62 3650 31.4 3.1 2.9 0.3 0.0 19.1 0.8 8.9 8.2 -1
E29b 38.60 7.75 2080 15.5 3.3 2.0 0.5 10.9 0.4 4.2 6.0 0
E30 44.80 7.60 1800 13.2 3.1 1.6 0.5 11.8 0.4 2.6 2.8 -2
E31 38.60 8.08 2660 20.5 3.3 3.8 0.5 13.7 0.6 4.3 6.8 -5
Fu2b 54.00 7.60 1123 5.6 3.3 2.2 1.2 0.0 7.8 0.2 1.5 1.6 -5
Fu3 52.80 7.90 1062 5.0 3.0 1.5 0.6 0.0 7.8 0.1 1.5 2.2 7
Fu4 46.30 8.07 1452 9.2 3.0 3.5 1.0 10.9 0.1 2.7 3.9 3
Chebel 44.30 7.97 1202 7.0 3.2 1.9 0.8 0.0 8.3 0.2 1.6 2.4 -2
E35 42.40 7.81 1275 5.8 4.2 2.6 0.3 8.1 0.5 2.6 4.5 10
Z 28 8.35 1320 6.8 4.3 1.1 0.2 0.0 6.3 0.3 1.8 3.3 -3
Z 26 43.50 7.86 1116 5.3 4.6 2.0 0.2 6.3 0.3 1.8 2.4 -5
Z 5 8.25 1359 8.6 2.4 2.4 0.4 10.3 0.2 2.6 0.4 -1
AWRLAFOUL3/ 87m 64.7 7.07 918 6.0 4.0 1.7 0.5 10.4 0.2 2.1 2.2 9
AWRLAFOUL3 /110m 60.6 7.34 931 7.3 2.8 1.0 0.6 9.0 0.2 2.1 1.9 5
MIDGAOUNE2 /75m 38.3 7.6 773 5.8 1.8 2.9 0.3 6.0 0.2 2.6 2.8 4
NAASLEY /25m 36.6 7.66 4310 40.8 3.9 5.7 0.6 26.2 0.9 8.6 10.8 -5
GUELILE /29m 37.3 7.47 3500 34.5 3.0 4.0 0.5 21.1 0.5 7.9 9.6 -4
Groupe saléNDJ
NAASLEY /31m 36.9 7.69 5330 51.2 3.7 5.4 0.3 23.8 1.1 12.2 14.0 -9
MIDGAOUNE2 /87m 38.9 7.65 7060 74.6 2.6 5.6 0.2 40.2 1.2 19.6 22.4 0
GUELILE /34m 37.7 7.71 6000 60.1 2.5 5.7 0.5 40.2 0.8 15.3 16.2 3
GUELILE /40m 38.1 7.4 11360 133.1 1.8
MER
10.6 0.1 73.9 1.0 15.2 70.7 5
eau mer 8.22 49900 603.6 2.4
HG
61.4 0.0 1.0 521.7 10.0 18.7 117.9 0
H G 7.4 20900 238.0 0.9 14.9 0.1 74.2 4.4 90.9 90.0 1
Tableau 5-4 : Résultats des analyses chimiques en méq/l des eaux de l’aquifère basaltique
de Djibouti.
130

5.6.1.1. La température
La température de l’eau de l’aquifère de Djibouti est relativement élevée avec des valeurs
comprises entre 36.6°C à Naasley sur la zone côtière et 64.7°C à Awrlofoul2 dans la région
du Pk20.
La température moyenne est la plus élevée dans le groupe « NDJ » avec 42°C. La région du
Pk20, incluse dans le groupe NDJ, représentée par 4 forages Awrlofoul2 (64.7°C), FU2B
(54°C), FU3 (52.8°C) et FU4 (46.3°C), présente des températures plus élevées que la
moyenne de l’aquifère qui est de 38.9°C. Les températures les plus faibles sont observées
dans le groupe « SEH » et « saléNDJ » avec, en moyenne 37.5°C et 37.9°C.
Les fortes températures des eaux de cet aquifère sont expliquées par des anomalies
géothermiques positives reconnues dans la région à cause du contexte géodynamique
régionale (cf. chap. 2).
5.6.1.2. Le pH
Le pH varie peu dans ces eaux basiques entre 7.07 et 8.35. Les valeurs moyennes de pH pour
les différents groupes concernés restent très homogènes entre 7.5 et 7.8. Les aquifères
basaltiques présentent des eaux basiques communément reconnues (Adam, 1984).
5.6.1.3. La conductivité électrique
La conductivité est élevée et sa distribution est hétérogène dans l’aquifère. Avant la lecture de
la conductivité, il faut se rappeler qu’il existe un gradient vertical de la conductivité reconnue
sur les forages, en plus des différences observées d’un site à l’autre (voir § 3.6.3.). Il est à
remarquer que les échantillons du groupe NDJ ont été prélevés lors de pompages d’essai à la
sortie du tuyau d’exhaure. Tandis que les échantillons des 3 autres groupes ont été prélevés à
des profondeurs précises dans la colonne de forage à l’aide d’un échantillonneur.
Le groupe NDJ, qui alimente la ville de Djibouti présente une conductivité élevée de 2570
µS/cm en moyenne. La conductivité du groupe SEH est du même ordre. Les 2 groupes salés
présentent des valeurs très élevées 7437 et 12263 µS/cm respectivement pour saléNDJ et
saléSEH. Sur un échantillon d’eau de mer de la côte de Djibouti la conductivité est mesurée à
29900 µS/cm.
131

T°C pH Conductivité µS/cm
Groupe Min Max Moy Min Max Moy Min Max Moy
NDJ 36.6 64.7 42.0 7.07 8.35 7.8 773 4910 2570.3
saléNDJ 36.9 38.9 37.9 7.4 7.71 7.6 5330 11360 7437.5
SEH 36.8 38.1 37.5 7.32 7.8 7.5 448 4910 2562.7
saléSEH 37.6 38.9 38.3 7.19 7.95 7.5 5130 15700 12263.3
Ensemble
aquifère
du Système
36.6 64.7 38.9 7.07 8.35 7.6 448 15700 6208.4
Tableau 5-5 : Présentation statistique des paramètres physico-chimiques
5.6.2. LES ELEMENTS MINERAUX
Le tableau 5-6 résume la variation des teneurs en éléments majeurs dans l’eau de l’aquifère
basaltique de Djibouti.
5.6.2.1. Les chlorures (Cl-)
Les chlorures constituent l’espèce chimique prédominante. Sur l’ensemble de l’aquifère elles
varient de 48 à 5291 mg/l avec une moyenne de 2061 mg/l. Pour le groupe NDJ utilisé pour
l’alimentation de Djibouti, la teneur est de 710mg/l en moyenne avec un maximum de
1447mg/l et un minimum de 179 mg/l. Les teneurs les plus élevées sont reconnues dans les
groupes « salés » avec 2831 mg/l pour saléNDJ et 4027 mg/l pour saléSEH. Le mode
d’échantillonnage, sans mélange de la colonne d’eau pour saléSEH et avec mélange de la
colonne d’eau du forage pour saléNDJ permet d’expliquer les teneurs plus atténuées du
groupe saléNDJ. L’échantillon d’eau analysé du groupe saléNDJ constitue un mélange entre
l’étage d’eau très douce superficiel et les niveaux salés profonds. L’échantillon le plus salé est
a été reconnu sur le forage AM2 du Site expérimental à 20m sous le niveau statique avec
5291mg/l.
Les valeurs les plus basses sont aussi retrouvées sur le SEH sur le forage AMP1, 93.6mg/l à
4m sous le NS et le forage AMP3, 47.7mg/l à 5m sous le NS. Dans ces eaux, lorsque le Cl - est
faible, ce sont les teneurs en HCO3 - qui prédominent. Les eaux à prédominance HCO3 - , sont
souvent retrouvées près de la surface et sont reconnues comme étant les eaux d’infiltration et
de recharge actuelles.
Les teneurs excessives en chlorures proviennent vraisemblablement d’une source différente
de celle de la recharge. Etant donnée la rareté des chlorures dans la matrice rocheuse
basaltique de l’aquifère, il est peu probable que les phénomènes d’interaction avec la roche
produisent autant de chlorure. La source des chlorures des eaux de l’aquifère basaltique de
Djibouti doit probablement provenir de mélange avec des eaux saumâtres.
132

5.6.2.2. Les bicarbonates (HCO3-)
Les teneurs en bicarbonates varient de 60 à 280 mg/l avec une moyenne générale de 155mg/l.
Les teneurs moyennes se répartissent comme suit par ordre décroissant, NDJ avec 197mg/l en
moyenne, puis saléNDJ, 162 ensuite SEH, 149mg/l et saléSEH avec 111mg/l.
Les teneurs les plus élevées se retrouvent dans le groupe NDJ avec un maximum de 279 et le
SEH avec 280mg/l puis le groupe saléNDJ avec un maximum de 224mg/l et enfin 127mg/l
pour le groupe saléSEH. Les teneurs en bicarbonates ont tendance à évoluer inversement à
celles des chlorures.
5.6.2.3. Les sulfates (SO42-)
Les teneurs en sulfates varient de 17 à 698 mg/l sur l’ensemble de l’aquifère avec une
moyenne de 253mg/l. La norme OMS des eaux potables se situe à 500mg/l.
La valeur maximale a été reconnue sur le site expérimental dans le groupe saléSEH avec un
maximum de 698mg/l puis dans le groupe saléNDJ avec 509mg/l suivi par le groupe NDJ,
355mg/l et enfin le groupe SEH avec une maximum de 168mg/l. Les sulfates sont élevés dans
les groupes salés et faibles dans les groupes peu salés avec un minimum de 17 mg/l dans le
groupe SEH et 50mg/l pour le groupe NDJ.
Elément NDJ
majeur
mg/l MIN MAX MOY
saléNDJ SEH saléSEH Aquifère
MIN MAX MOY MIN MAX MOY MIN MAX MOY MIN MAX MOY
Cl 179 1447 710 1818 4724 2831 48 1712 677 1862 5291 4027 48 5291 2061
HCO3 108 279 197 112 224 162 60 280 149 90 127 111 60 280 155
SO4 50 355 159 258 509 327 17 168 77 227 698 447 17 698 253
NO3 4 95 34 3 31 15 0 16 8 8 36 17 0 95 19
Na 138 767 361 547 1700 1024 86 457 228 608 1472 1120 86 1700 683
K 5 34 18 31 46 40 1 22 12 22 92 50 1 92 30
Ca 30 201 101 244 392 312 28 323 144 391 1031 800 28 1031 339
Mg 4 146 74 170 859 375 15 192 91 215 694 509 4 859 262
Tableau 5-6 : Statistiques élémentaires sur les principaux composés chimiques
5.6.2.4. Les nitrates (NO3-)
Les teneurs en nitrate varient entre 0 et 95mg/l avec une moyenne de 19mg/l. La norme OMS
d’eau potable est de 50mg/l. Le groupe NDJ est le plus affecté par les nitrates avec 95mg/l sur
le forage E12 situé sur la zone côtière et le forage Fu4, de la zone du pk20 à 64mg/l.
La présence de nitrate dans cet aquifère de manière très hétérogène, dans une région très peu
cultivée à cause des conditions climatiques défavorables, reste encore sans explication.
Différents auteurs ont rapportés la présence de nitrates, en concentration élevées, dans des
aquifères sous climat aride (Hunter et al., 1982 ; Heaton, 1984 ; Edmunds et al., 1992 ; Barnes
133

et al., 1992 ; Girard et Hillaire-Marcel, 1997 ; Hartsough et al., 2001 ; Walvoord et al., 2003).
Une des hypothèse avancée est la présence d’Acacia Tortilis est une plante fixatrice d’azote
qui favorise son accumulation dans le sous sol et les nappe peu profonde (10 à 35 m de
profondeur) (Deans et al., 2005).
5.6.2.5. Le sodium (Na+)
Les teneurs en sodium varient entre 86mg/l et 1700mg/l sur l’ensemble de l’aquifère. La
norme OMS est de 200mg/l. Les plus fortes teneurs se retrouvent dans le groupe saléNDJ
(1700mg/l) et saléSEH (1472mg/l) alors que les plus faibles teneurs sont dans les groupes
NDJ (767mg/l) et SEH (457mg/l). Le sodium présente une distribution similaire au chlorure.
5.6.2.5. Le potassium (K+)
Les teneurs en potassium sont faibles. Sur l’ensemble de l’aquifère les valeurs varient entre 1
et 92mg/l avec une moyenne de 30mg/l. Les valeurs les plus élevées sont dans le groupe
saléSEH avec un maximum de 92mg/l suivi par le groupe saléNDJ (46mg/l maximum) puis
NDJ avec 34 et SEH avec 22 mg/l de maximum. La distribution du potassium est semblable à
celle du sodium.
5.6.2.6. Le calcium (Ca2+)
Les teneurs en calcium varient de 28 à 1031 mg/l avec une moyenne de 339mg/l. Le groupe
saléSEH a la plus grande teneur en calcium avec une moyenne de 800mg/l suivi par le groupe
saléNDJ avec 312mg/l puis le groupe SEH à 144mg/l et enfin le groupe NDJ à 101mg/l. La
teneur de calcium est plus importante dans les eaux salées. La teneur en calcium augmente
dans les eaux salées comme celle des sulfates, à l‘inverse de celle des carbonates.
5.6.2.7. Le magnésium (Mg2+)
Les teneurs en magnésium varient sur l’aquifère de 4 à 859mg/l avec une moyenne de
262mg/l. Les teneurs les plus élevées se retrouvent dans le groupe saléSEH à (509mg/l) et le
groupe saléNDJ (375mg/l). Ces teneurs sont faibles dans SEH (91mg/l) et NDJ (74mg/l) en
moyenne. Le magnésium se comporte comme le calcium dans ces eaux.
5.6.2.8. Les éléments mineurs
En plus des éléments majeurs, quelques éléments mineurs ont également été analysés dans les
échantillons d’eau. Il s’agit du silicium, du fluorure et du bromure.
134

Les teneurs en silice sont mesurées pour le seul groupe NDJ. Ces teneurs sont élevées et
varient entre 97 et 134 mg/l. Cet élément est très présent dans les minéraux des roches
magmatiques et les argiles.
Pour ce qui est du fluorure, ses teneurs sont faibles et varient entre 0.1 et 0.9 mg/l pour le
groupe SEH, mais fortes dans le groupe saléSEH avec des valeurs allant de 0.4 à 29.4 mg/l.
La norme OMS limite à 1.5mg/l la teneur de fluorure dans l’eau potable. Une anomalie en
fluorure existe dans les formations volcaniques de toute la région du Rift Est-africain et
demeure un problème de santé publique non négligeable au niveau régional.
Le bromure est également fortement présent dans ces eaux. Sa teneur est de 0.9 à 6mg/l pour
le groupe NDJ, 0.2 à 7.2mg/l pour le groupe SEH et 9.8 à15.7 pour le groupe saléSEH. La
teneur en bromure a été mesurée à 80mg/l dans l’échantillon de l’eau de mer. La norme OMS
datant de 1993 ne mentionne pas les bromures mais la norme UE de 1998 (Union
Européenne), limite les teneurs acceptables à 0.01mg/l. Les fortes teneurs en Bromures
n’étaient pas connues sur cet aquifère auparavant. Aucune explication n’a encore été avancée
pour expliquer ces valeurs.
5.6.3. LES RAPPORTS CARACTERISTIQUES
La figure 5-6, représentant l’évolution du log de conductivité en fonction du log des chlorures
montre une relation linéaire et croissante. La salinité des eaux de Djibouti est conditionnée par
les chlorures. Cet élément représente la plus forte proportion de l’ensemble des éléments
minéraux retrouvés dans ces eaux.
La figure 5-7 montre l’évolution du sodium en fonction du chlorure qui apparaissent
fortement corrélés. Il est intéressant d’observer qu’avec l’augmentation des chlorures et du
sodium les eaux s’éloignent de la droite de dissolution marine. Ainsi les eaux salées sont plus
à l’écart de la droite de dilution marine par rapport aux eaux moins salées.
Sur la figure 5-8, représentant l’évolution du calcium en fonction du chlorure, l’ensemble des
points se situe entre la droite de dissolution marine et une autre droite représentée par le pôle
dit « HG » correspondant au point d’eau le plus salé trouvé sur l’aquifère. Il est observé la
même tendance que pour le graphique Na/Cl, concernant l’écartement des points de la droite
de dissolution marine à mesure que les teneurs augmentent en Ca et Cl. Les eaux
s’enrichissent en calcium, mais relativement moins qu’en chlorure à mesure que la salinité
augmente. Les points se rapprochent du pôle « HG » et le rapport Ca/Cl diminue.
Les diagrammes de corrélation Na/Cl et Ca/Cl semblent montrer que l’augmentation très forte
de la salinité des eaux ne se fait pas sous l’effet d’un simple mélange avec l’eau de mer.
135

100000
Condutivité électrique
(µS/cm)
10000
1000
100
Cond/Cl
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
100 1000 10000 100000
Cl- (mg/l)
Figure 5-6 : Evolution de la conductivité électrique en fonction des teneurs en chlorures
Na+ (mg/l)
100000
10000
1000
100
10
1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
PLUIE
10 100 1000 10000 100000
Cl- (mg/l)
Figure 5-7 : Rapports caractéristiques Na/Cl.
Droite de dilution de
l’eau de mer.
136

Ca2+ (mg/l)
10000
1000
100
10
1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
pluie
10 100 1000 10000 100000
Cl- (mg/l)
Figure 5-8 : Rapports caractéristiques Ca/Cl
Droite de dilution
de l’eau de Mer.
La figure 5-9 représente les relations des chlorures avec les éléments K + , Mg 2+ , HCO3 - et
SO4 2- . Les teneurs des ions K + , Mg 2+ et SO4 2- augmentent avec celles des chlorures
contrairement aux teneurs du HCO3 - qui montrent une légère tendance à la baisse. Le Brconstitue
un bon indicateur de l’influence marine et de l’évaporation. Le principal réservoir
d’eau (l’océan) présente des concentrations relativement homogènes en Cl et Br et leur
rapport « massique » Br/Cl est environ de 3.4E-3mg/l et peut varier légèrement selon les
techniques d’analyses ou les effets locaux considérés par différents auteurs (Fontes et al.,
1986; Whittemore, 1988; Davis et al., 1998; Alcala et Custodio, 2008).
137

K + (mg/l)
HCO3- (mg/l)
1000.0
100.0
1000
10.0
100
10
1.0
0.1
1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
saléSEH
SEH
10 100 1000 10000 100000
Cl - (mg/l)
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
Pluie
10 100 1000
Cl- (mg/l)
10000 100000
Figure 5-9 : Diagramme de corrélation des Cl - avec K + , Mg2 + , HCO3 - et SO4 2-
Mg2+ (mg/l)
SO42- (mg/l)
10000
1000
100
10000
1000
100
10
10
1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
pluie
10 100 1000 10000 100000
Cl- (mg/l)
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
pluie
1
10 100 1000
Cl- (mg/l)
10000 100000
138

Le rapport Br-/Cl- est généralement utilisé pour distinguer une salinité d’origine marine ou
évaporatoire d’une salinité issue de la dissolution des sels et en particulier de la halite.
L’alignement des points sur la droite de dilution marine sur la figure 5-10, atteste de
l’influence de la mer sur les eaux de l’aquifère. La figure 5-11 montre aussi une répartition
des points près de la droite du rapport Br/Cl de la mer locale (3.7x10 -3 mg/l) Cependant,
globalement les eaux les plus salées sont en dessous du rapport marin et les eaux « douces »
sont au dessus de ce rapport Br/Cl. L’ensemble des points reste loin de la zone de dissolution
de la halite. La Halite produite par les techniques communément utilisées de bassins
évaporatoires ouverts, des procédés industriels, des saumures naturelles ou d’exploitation,
présente des rapports Br/Cl compris entre 4E-4 et 6E-5 mg/l (Herrmann, 1972 ; Alcala et
Custodio, 2008).
Br- (mg/l)
100
10
1
0.1
10 100 1000 10000 100000
Cl- (mg/l)
Figure 5-10 : Evolution de Br- en fonction de Cl-
Br/Cl
0.01
0.0089
0.0078
0.0067
0.0056
0.0045
0.0034
0.0023
0.0012
0.0001
Figure 5-11 : Relation entre Br/Cl et Cl-
NDJ
MER
SEH
Dissolution de la Halite
saléSEH
(Br/Cl)/Cl
0 1000 2000 3000 4000 5000 6000
Cl (mg/l)
NDJ
SEH
saléSEH
MER
139

(Na+K)/Cl
Ca/Cl
2.5
2
1.5
1
0.5
0
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
0.00 5000.00 10000.00 15000.00 20000.00 25000.00
Cl-
0
0.00 5000.00 10000.00 15000.00 20000.00 25000.00
Cl- (mg/l)
Figure 5-12 : Rapports caractéristiques (Na+K)/Cl, SO4/Cl, Ca/Cl et Mg/Cl en fonction de Cl - .
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
SO4/Cl
Mg/Cl
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
0
0.00 5000.00 10000.00 15000.00 20000.00 25000.00
Cl- (mg/l)
0.35
0.3
0.25
0.2
0.15
0.1
0.05
NDJ
saléNDJ
MER
HG
SEH
saléSEH
0
0.00 5000.00 10000.00 15000.00 20000.00 25000.00
Cl- (mg/l)
140

La figure 5-12, représente les principaux rapports caractéristiques en fonction de la
concentration des chlorures indicateurs de la salinité. Les lignes pointillées rouges et noires
correspondent respectivement aux rapports caractéristiques mesurés sur HG et sur l’eau de
mer. L’ensemble des points se réparti globalement entre le rapport marin et le rapport du
forage HG qui se trouve être le forage le plus salé de l’aquifère. De plus on observe
systématiquement une tendance des points salés à se rapprocher du rapport HG. Les résultats
chimiques ont montré que les eaux de l’aquifère de Djibouti sont influencées par l’infiltration
marine. De plus il se produit une évolution chimique de ces eaux en contact avec la roche
encaissante qui tendent vers le faciès chimiques observé sur le HG. Un mélange de la nappe
avec des eaux saumâtres symbolisées par le forage HG peut aussi expliquer cette évolution de
la minéralisation des eaux de l’aquifère. Le mélange avec des eaux saumâtre est probablement
accentué par les pompages d’exploitation, en cours sur cet aquifère. La dissolution de la halite
est à exclure de processus de minéralisation de ces eaux.
5.7. INTERPRETATION DES DONNEES ISOTOPIQUES
Les teneurs des isotopes, 18 O et 2 H, sont données par rapport au SMOW (standard Mean
Ocean Water), la composition moyenne des océans qui sert de référence mondiale. Le SMOW
est une eau virtuelle dont les rapports isotopiques en 18 O et 2 H correspondent à la moyenne
des rapports isotopiques de l’eau des océans, évalué par Craig (1961) à partir des mesures
effectuées par lui-même, par Epstein et Mayeda (1953) et par Horibe Kobayakawa (1960). En
1966, l’AIEA (Agence International de l’Energie Atomique) a entrepris la préparation d’une
grande quantité d’échantillons d’eau possédant une composition isotopique la plus proche de
celle du SMOW dans le but de permettre l’utilisation directe du SMOW pour les mesures de
calibration en laboratoire. Un tel échantillon d’eau, appelé Vienna-SMOW (V-SMOW) est à
présent disponible auprès de l’AIEA à Vienne, à des fins d’intercalibration.
L’oxygène 18 varie de -1.73 à -0.62 ‰ dans les 24 échantillons analysés dans le groupe NDJ,
de -1.49 à -1.06 ‰ pour le groupe » SEH » et de -1.39 à -1.25 ‰ pour le groupe
« saléSEH ». Le deutérium évolue dans le groupe « NDJ » de -8.73 à -1.44 ‰, entre -2.92 à -
1.12 ‰ dans le groupe SEH et de -2.32 à -1.78 ‰ dans le groupe « saléSEH ».
L’oxygène 18 ne montre pas de différence notable entre le groupe à eaux salées et à eaux
douces de la nappe tandis que le deutérium est relativement plus enrichi dans « saléSEH ».
Cependant, la différence entre le maximum et le minimum en oxygène18 et en deutérium sur
l’ensemble de la nappe reste faible. Cette faible variabilité témoigne de l’influence modérée
des phénomènes d’évaporation ou de condensation susceptible d’agir sur les teneurs en 18 O et
141

2 18
H. La teneur isotopique moyenne des eaux souterraines est de -1.3 ‰ pour l’ O et -4‰ pour
le 2 H. Les figures 5-13 et 5-14 représentent l’évolution de ces 2 isotopes stables en fonction
de la salinité incarnée par les chlorures. Les points restent regroupés dans des valeurs
relativement faibles de l’oxygène 18 et du deutérium.
18O ( 0 /00 Vs SMOW)
2.00
1.50
1.00
0.50
0.00
-0.50
-1.00
-1.50
-2.00
NDJ
MER
SEH
saléSEH
0 5000 10000 15000 20000
Cl- (mg/l)
Figure 5-13 : Evolution de 18 O en fonction de Cl -
D( 0 /00 Vs SMOW)
8.00
6.00
4.00
2.00
0.00
-2.00
-4.00
-6.00
-8.00
-10.00
0.00 5000.00 10000.00 15000.00 20000.00
Cl- (mg/l)
Figure 5-14 : Evolution 2 H en fonction de Cl -
NDJ
MER
SEH
saléSEH
142

Le diagramme deutérium en fonction de l’oxygène 18, de la figure 5-15 montre la position
des échantillons de la nappe de Djibouti par rapport à la droite météorique mondiale (DMM)
définie par Craig (1961) des points correspondant aux eaux de pluies à Djibouti. Les eaux de
l’aquifère présentent des teneurs en isotope 18 O et 2 H inclus dans la gamme des précipitations
locales et/ou mondiales. Les échantillons d’eaux salées forment un groupe de points assez
homogène à proximité de la droite DMM. Les points d’eaux douces sont plus dispersés. En
considérant ces analyses isotopiques, il est possible de dire que les eaux de l’aquifère ont une
origine météorique. Les eaux saumâtres correspondent à de la pluie intervenue dans des
conditions climatiques anciennes tandis que les eaux douces sont plutôt influencées par les
précipitations actuelles.
2H 0 /00 vs SMOW
20.00
15.00
10.00
5.00
0.00
-5.00
-10.00
-15.00
δ 2 H = 8.δ 18 O + 10 (DMM)
NDJ
SEH
saléSEH
PLUIES DJIBOUTI
DMM
-3.00 -2.00 -1.00 0.00 1.00 2.00
18O 0 / 00 vs SMOW
Figure 5-15 : Evolution des teneurs en 2 H en fonction de 18 O
Pour les eaux contenant du tritium il est difficile d’estimer l’âge des eaux si l’on ne dispose
pas d’une série d’analyses permettant de dégager une évolution des teneurs sur de nombreuses
années. La relation entre les chroniques en concentration de tritium des eaux et les épisodes
des essais nucléaires peut produire un âge assez précis des eaux. Il n’existe pas chronique de
tritium sur l’aquifère. Le seul intérêt ici est de différencier la partie superficielle à eaux
douces et la partie inférieures à eaux salées sur les forages du Site Expérimental
Hydrogéologique.
Le tritium a été analysé sur les échantillons du Site Expérimental Hydrogéologique en 2007.
Les teneurs en Tritium de nos échantillons varient de 1±0.4 à 2.3±1.2 UT dans les eaux du
groupe (SEH) et de 0.9±0.9 à 1.5±0.9 UT pour les eaux salées plus profonde (saléSEH).
143

Des analyses datant de 2005 effectuées par Bouh sur 3 forages, classés dans le groupe NDJ,
s’échelonnent entre 0.4±0.6 et 1.6±0.8 UT. Les teneurs en tritium de la pluie sur la station de
Vienne en 2004 sont de 9.9±2.54 UT (GNIP, Vienna). Le site Internet du Global Network of
Isotope in Precipitation, de l’AIEA (Agence international pour l’Energie Atomique) consulté
ne présente pas de mesure de tritium dans la région pour l’année 2004 ou plus récent. A la
station d’Addis-ababa, géographiquement proche, la dernière mesure de tritium effectuée en
1997 est 6.21±0.8 UT.
Les teneurs de tritium sont très faibles dans cet aquifère et l’erreur de mesure est
proportionnellement importante. Ces teneurs restent faibles mais relativement plus élevées
dans les eaux douces (SEH) par rapport aux eaux salées en profondeur (saléSEH). Les teneurs
apparaissent relativement faible dans le groupe NDJ (eau douce) par rapport au groupe SEH
(eau douce) à cause du mode de prélèvement par pompage effectué pour les échantillons NDJ.
Le mélange de l’eau douce surnageant avec une proportion d’eau plus salée en profondeur par
le pompage peut conduire à une dilution des teneurs en tritium dans l’échantillon.
5.8. ANALYSES STATISTIQUES DES DONNEES CHIMIQUES
5.8.1. PRINCIPES DES ANALYSES FACTORIELLES
Pour aborder l’analyse globale de la population des données dont nous disposons, des
traitements statistiques ont été conduits. Les techniques descriptives mises en œuvres dans la
suite visent à mettre en évidence des informations présentes mais cachées dans le volume de
données par des méthodes de synthèse et de projection. L’analyse factorielle est une technique
statistique descriptive très largement utilisée pour dépouiller des données et en produire une
représentation géométrique, permettant de voir les rapprochements et les oppositions entre les
caractéristiques des individus (Hotelling, 1933 ; Thurstone, 1933 ; Benzécri, 1973). Le but des
analyses factorielles est de résumer de grands tableaux numériques en diminuant leur nombre
de colonnes (variables) remplacés, généralement par 2 ou 3 axes factoriels les résumant. Ces
axes permettent de projeter les individus sur un graphique et d’interpréter directement la
masse de données initiales.
Les réductions et compressions de l’information induite par ces méthodes factorielles, pour en
faciliter le traitement, produisent une certaine perte des détails. Ainsi les trois axes factoriels
ne représentent pas souvent 100% de l’information contenues au départ. La représentativité
des axes factoriels choisis doit donc être vérifiée avant d’interpréter les projections
graphiques.
144

5.8.2. ANALYSES EN COMPOSANTES PRINCIPALES (ACP)
L’analyse en composantes principales a été réalisée à l’aide de la plateforme STATISTICA.
Les données traitées par ACP, présentées dans le tableau 5-7 sont formées de 11 éléments
physico-chimiques (variables) mesurés sur 58 échantillons (individus). Le pH, la température
et la conductivité sont mesurés sur le terrain.
Les éléments chimiques dont on ne dispose pas de mesure sur l’ensemble des échantillons tel
que le Br - et F - ont été retirés de la table de données destinées à l’ACP et à l’AFC. Les axes
factoriels principaux retenus pour l’analyse statistique sont au nombre de 3 et sont
représentatifs de 82.85% de la variance de l’ensemble des données de la table. L’axe 1
exprime à lui seul 63.01% de la variance, le plan factoriel (1-2) représente une variance
cumulée de près de 75% et le plan (1-3) 72%. Ces deux plans intègrent suffisamment de
représentativité pour mettre en évidence les tendances générales de la table. Le plan (2-3)
avec 19.84% de variance exprimée sera utilisé pour déceler les tendances mineures dans la
table de données (Tableau 5-8).
La matrice de corrélation, expose le degré d’accointance des éléments en présence. La
corrélation peut être positive et exprimer une union ou négative et démontrer une divergence.
La corrélation maximale est ±1 et la minimale est 0. Le tableau 5-9 montre que la conductivité
est fortement corrélée avec les éléments les prépondérants à l’exception de HCO3 - . Les
chlorures sont fortement liés au alcalins et alcalino-terreux. Les bicarbonates sont inversement
corrélés aux alcalino-terreux. Les sulfates sont rattachés au Mg et Ca mais aussi au Na, K. Les
nitrates ne présentent pas de corrélation particulière avec les autres éléments.
145

Nom T pH Cond Cl- HCO3- SO42- NO3- Na+ K+ Ca2+ Mg2+
AM1/30 37.6 7.73 2610 696.15 94.55 64.88 7.95 265.88 14.82 117.60 80.64
AM1/38 37.6 7.66 4910 1315.05 140.91 159.43 11.66 387.09 18.33 262.40 191.52
AM2/33 37.5 7.63 2270 523.59 152.50 59.67 9.19 100.97 0.86 100.80 77.28
AM3/35 37.4 7.60 1092 170.58 164.70 29.39 9.39 100.97 9.36 55.20 33.84
AM4/33 37.6 7.70 3600 964.45 126.27 93.22 11.49 327.98 17.55 210.00 127.20
AM4/39 38.2 7.53 5130 1862.33 127.49 226.56 11.22 607.89 21.84 390.80 215.04
AM5/33 37.4 7.80 3640 1044.40 118.95 16.92 2.30 220.57 14.04 206.00 132.00
AM5/39 37.5 7.38 4630 1711.83 107.36 168.16 16.30 457.47 21.84 322.80 170.40
AMP1/32 37.2 7.38 672 93.57 172.63 28.54 5.59 89.70 4.68 29.60 17.04
AMP2/37 37.3 7.40 1460 301.10 226.31 85.32 5.94 183.31 9.75 70.00 44.88
AMP4/33 37.4 7.32 2130 387.50 279.99 123.60 0.28 190.90 11.70 92.40 60.72
AM1/39.5 37.6 7.87 9910 2365.45 109.19 681.02 13.46 962.78 31.59 504.00 362.40
AM2/47 38.7 7.95 15700 5291.28 101.87 364.31 36.20 1432.90 54.60 1008.00 566.40
AM3/45 38.3 7.36 13500 5072.95 117.12 384.96 8.06 1472.00 44.46 968.00 547.20
AM4/44 38.9 7.19 15290 5119.10 119.56 697.92 40.30 1432.90 53.43 900.00 667.20
AM5/44 38.1 7.36 14050 4451.70 89.67 327.75 16.74 813.97 91.65 1031.20 693.60
H G 38.0 7.40 20900 8449.00 56.73 715.20 8.06 1706.60 171.60 1822.80 1093.68
RG 1 41.2 7.70 3280 998.97 140.91 198.72 34.72 524.40 18.72 113.20 90.24
RG 2 42.0 7.88 3050 796.98 183.00 167.04 48.36 499.10 15.60 106.00 31.44
RG 3 40.9 8.10 3320 900.99 171.41 167.04 44.64 499.10 20.28 98.40 86.64
E1 39.2 7.56 4910 1402.96 167.14 355.20 37.20 766.59 30.03 200.80 146.16
E2b 37.6 7.90 2520 627.64 181.17 218.88 39.68 339.94 20.67 120.40 81.12
E3 39.6 7.70 4200 1266.64 176.29 192.00 35.96 499.10 21.06 166.40 139.20
E5 39.0 7.80 2140 552.03 194.59 147.84 12.40 250.01 10.92 88.00 53.76
E6b 38.3 7.87 3200 889.63 212.89 265.92 21.08 439.99 22.23 135.20 126.00
E7b 39.8 8.03 2390 649.65 196.42 194.88 38.44 306.59 19.89 114.80 71.28
E8b 38.2 7.94 1709 452.98 178.12 92.64 19.84 239.89 23.01 54.80 32.88
E11 40.6 7.70 3210 949.98 192.15 299.52 47.12 473.34 25.35 121.60 113.28
E12 41.0 7.51 4090 1256.70 141.52 199.68 95.48 639.40 26.52 164.00 117.12
E13 39.0 7.85 3060 835.32 200.69 228.48 37.20 439.99 22.23 149.60 85.68
E18 38.2 7.75 3690 1064.65 205.57 145.92 28.52 516.58 27.30 115.20 90.96
E19 37.6 7.40 3430 900.99 252.54 162.24 31.00 516.58 19.50 115.20 80.88
E21 38.6 8.13 2640 682.31 213.50 149.76 53.32 366.62 21.06 84.00 78.96
E22 41.0 7.60 2670 731.66 207.40 141.12 33.48 264.50 19.50 94.80 96.48
E24 38.5 7.86 3930 1168.31 208.62 166.08 3.72 406.64 23.87 186.40 144.72
E25 38.1 7.89 3680 1053.64 243.39 180.48 18.60 473.34 30.81 160.80 112.80
E26 38.6 7.94 3450 982.64 190.32 156.48 3.72 439.99 23.79 171.60 97.68
E27 38.6 7.62 3650 1113.64 186.29 140.16 21.08 439.99 31.59 178.80 99.60
E29b 38.6 7.75 2080 551.32 202.52 97.92 31.00 250.01 15.60 84.00 73.44
E30 44.8 7.60 1800 468.60 189.10 78.72 32.24 271.40 17.55 51.20 34.08
E31 38.6 8.08 2660 729.17 203.13 182.40 32.24 315.10 24.57 86.80 82.80
Fu2b 54.0 7.60 1123 199.51 201.30 103.68 71.92 180.09 6.24 30.80 19.92
Fu3 52.8 7.90 1062 178.57 183.61 72.00 39.06 179.86 5.07 30.00 26.64
Fu4 46.3 8.07 1452 324.83 181.17 168.00 64.48 250.01 5.46 53.60 47.04
CHEBEL 44.3 7.97 1202 249.21 195.81 91.20 52.08 189.98 9.36 31.60 28.80
E35 42.4 7.81 1275 204.84 254.37 122.88 17.36 186.53 19.89 52.80 54.96
Z 28 42.0 8.35 1320 242.82 262.30 54.72 11.16 143.75 10.53 36.40 40.56
Z 26 43.5 7.86 1116 188.86 279.38 94.08 12.40 143.98 13.65 36.40 29.52
Z 5 42.0 8.25 1359 306.72 145.18 113.28 23.56 236.44 8.97 52.80 4.32
AWRLAFOUL2/ 87m 64.7 7.07 918 214.07 246.44 83.52 31.00 239.89 6.24 42.00 26.40
AWRLAFOUL2/110m 60.6 7.34 931 260.22 172.63 49.92 39.68 207.00 7.80 42.00 23.04
MIDGAOUNEII/75m 38.3 7.60 773 205.55 107.97 138.24 16.12 138.00 6.24 51.60 34.32
NAASLEY /25m 36.6 7.66 4310 1446.63 239.73 272.64 34.72 602.60 33.93 172.00 130.80
GUELILE /29m 37.3 7.47 3500 1226.17 184.22 192.00 31.00 485.07 18.72 158.80 116.88
MIDGAOUNE II/87m 38.9 7.65 7060 2649.72 159.21 269.76 9.30 925.06 46.02 392.00 271.92
NAASLEY /31m 36.9 7.69 5330 1818.31 224.48 258.24 17.36 547.40 42.90 244.40 169.68
GUELILE /34m 37.7 7.71 6000 2133.20 151.28 272.64 31.00 924.83 30.81 306.00 197.28
GUELILE /40m 38.1 7.40 11360 4724.34 111.63 508.80 3.10 1699.70 39.00 304.00 859.20
Tableau 5-7 : Table des données (mg/l) utilisées pour les analyses statistiques ACP et AFC.
146

Axe factoriel Axe factoriel Axe factoriel
1
2
3
Valeur Propre 6.93 1.27 0.91
Valeur Propre Cumulée 6.93 8.20 9.11
% de variance exprimée 63.01 11.57 8.27
% de variance exprimée cumulée 63.01 74.59 82.86
Tableau 5-8 : Représentativité des axes factoriels.
Le pH et la Température ne manifestent pas d'affinité avec un élément en particulier. La
corrélation de T° ou du pH, avec les différents éléments physicochimiques considérés, est
faible de ±0.1 à ±0.3.
T pH Cond Cl - HCO3 - SO4 2- NO3 - Na + K + Ca 2+ Mg 2+
T 1
pH -0.133 1
Cond -0.288 -0.306 1
Cl - -0.265 -0.332 0.987 1
HCO3 - 0.225 0.207 -0.611 -0.608 1
SO4 2- -0.262 -0.229 0.857 0.832 -0.462 1
NO3 - 0.104 -0.179 0.261 0.224 -0.101 0.391 1
Na + -0.254 -0.294 0.928 0.936 -0.540 0.880 0.270 1
K + -0.257 -0.234 0.862 0.881 -0.453 0.727 0.090 0.745 1
Ca 2+ -0.235 -0.312 0.957 0.955 -0.609 0.765 0.189 0.819 0.909 1
Mg 2+ -0.246 -0.349 0.961 0.973 -0.604 0.832 0.204 0.906 0.854 0.908 1
Tableau 5-9 : Matrice de corrélation des éléments chimiques sous ACP.
La projection des variables sur le plan factoriel (1x2) montre que l’axe 1 regroupe dans les
valeurs négatives l’essentiel des éléments chimiques en présence. Le pôle positif représente
principalement le HCO3. L’axe 2 représente le NO3 - et la température. Le pH est mieux
discriminé sur le plan (1x3). Le pôle négatif de l’axe 3 représente le pH (figures 5-16 A et B).
Les figures 5-16 A et B démontrent qu’à l’exception du NO3 - l’ensemble des éléments
chimiques sont corrélés entre eux et inversement corrélés avec le HCO3 - . La température et le
pH semblent jouer peu de rôle sur l’évolution des composées chimiques dans ces eaux. Les
nitrates sont indépendants de tous les autres éléments. La projection des individus sur le plan
factoriel (1x2) (figure 5-17), montre que la répartition des échantillons se fait selon la salinité
et la température. Les eaux les plus salées se placent sur la partie négative de l’axe 1 et les
eaux les moins salées se placent sur la partie positive. Les eaux les plus chaudes se
positionnent sur la partie négative de l’axe 2 et les eaux moins chaudes sur la partie positive.
147

Fact. 2 : 11.94%
1.0
0.5
0.0
-0.5
-1.0
Ca 2+
Mg 2+
Ca 2+
Mg 2+
Cond
Cl- SO42- Na +
K +
Cl- SO42- Na +
K +
NO3 -
NO3 -
pH
T
HCO3- HCO3- -1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0
Fact. 1 : 62.71%
Fact. 3 : 9.38%
1.0
0.5
T
-
Cl Cond
HCO3-
SO42- Na + K +
Ca2+ Mg2+ T
-
0.0 Cl Cond
HCO3-
SO42- Na + K +
Ca2+ Mg2+ -0.5
-1.0
NO3- NO3- pH
-1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0
Fact. 1 : 62.71%
Figure 5-16 A et B : Projection des variables sur le plan factoriel (1x2) ‘A’ et le plan factoriel (1x3)
‘B’
Fact. 2 : 11.94%
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
A
NDJ
saléNDJ
SEH
saléSEH
HG
Pôle à eaux salées
Pôle à eaux salées
Fact. 1 : 62.71%
Figure 5-17 : Projection des individus sur plan factoriel (1x2)
Pôle à eaux chaudes
-6
-16 -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6
L’axe 1 représente la salinité dans sa globalité et ne permet pas de distinguer l’impact relatif
des composés chimiques. Tous les éléments présents en relativement fortes teneurs sont
regroupés dans un espace restreint sur un bord de l’axe factoriel 1. Ce phénomène qualifié
B
Pôle à eaux chaudes
148

d’« effet de poids » est bien connu sur les ACP et constitue la principale limite de cette
technique d’exploration des données. D’autres inter-relations intéressantes peuvent alors être
masquées (Razack et Dazy 1990). Une deuxième méthode statistique, l’analyse des
correspondances, a été appliquée pour améliorer la résolution de l’analyse des données.
5.8.3. ANALYSES FACTORIELLES DES CORRESPONDANCES (AFC)
L’analyse des correspondances est également basée sur la projection des données sur des axes
factoriels représentatifs. Une première AFC a été conduite sur l’ensemble des données afin de
détecter les variables non discriminantes et indépendantes. Ce travail a permis de retirer des
données le NO3- présentant un comportement de variable indépendante. Le travail suivant a
donc été conduit sur une table de 10 variables physico-chimiques et 58 échantillons.
Le tableau 5-10 montre que l’axe1 tient compte de près de 77 % de la dispersion des données,
l’axe 2 de 10% et l’axe 3 de 5%. Le plan factoriel (1x2) avec 87% de variance expliquée
restitue par conséquence une information assez proche des données initiales. Le plan (1x3)
avec une variance cumulée de 82% peut aussi être intéressant.
Axe factoriel
1
Axe factoriel
2
Axe factoriel
3
% Inertie 76.80 10.04 4.95
% inertie Cumulée 76.80 86.85 91.79
Tableau 5-10 : Pourcentages de variances expliquées par les axes factoriels principaux
retenus pour l’AFC
La figure 5-18 montre la projection des variables sur le plan (1x2). Sur l’axe 1 le HCO3- qui
semble montrer une certaine corrélation avec la température et pH se présente en opposition
avec les Ca, Mg et Cl-. Une corrélation forte se distingue entre les chlorures le K + et les
alcalino-terreux (Ca, Mg). De même le sulfate présente une forte affinité avec le sodium.
L’axe 2 est essentiellement guidé par le SO4 - qui se trouve fortement corrélé avec le Na et
inversement corrélé avec le Ca 2+
149

Axe factoriel 2 (10.04 % d'Inertie)
0.3
0.2
0.1
0.0
-0.1
-0.2
Pôle Bicarbonaté
HCO3- HCO3- T pH
SO42- Na +
SO42- Na +
Cond
Cl- Mg2+ Cl- Mg2+ Figure 5-18 : Projection des variables sur l’axe (F1xF2), résultats de l’analyse des correspondances.
La figure 5-19 présente la projection des variables et des individus sur le même plan factoriel
(1x2). Cette représentation permet de distinguer les différents pôles et de visualiser la
répartition des puits par rapport à ces pôles. 3 domaines ont été distingués :
- Le domaine 1 est formé par le pôle bicarbonaté et correspond aux puits les moins
salés de l’aquifère à l’intérieur du groupe NDJ. La température est positivement corrélée
avec le HCO3-. Cela indique que les eaux les plus chaudes sont aussi les plus douces. Le pH
n’est pas très significatif.
- Le domaine 2, représenté par le pôle chloruré est le domaine des puits les plus salés de
l’aquifère. Ces eaux sont caractérisées par un enrichissement anormal en alcalino-terreux.
Les échantillons du groupe saléNDJ, saléSEH et HG caractérisés par des fortes salinité se
retrouvent dans ce domaine.
K + K +
Ca2+ Ca2+ -0.3
-1.2 -1.0 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0.0 0.2 0.4
Axe factoriel 1 (76.80 % d'Inertie)
Pôle Chloruré Magnésien
Pôle Sulfaté Sodique
150

- Le domaine 3 formé par le pôle sulfaté est un domaine intermédiaire sur l’axe de
salinité (axe1). Ce domaine regroupe les eaux de salinité intermédiaire caractérisées par un
enrichissement anormal en sodium.
Axe factoriel 2 (10.04 % d'Inertie)
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
HCO3 -
HCO3 -
Domaine 1
T pH
Cond
Axe factoriel 1 (76.80 % d'Inertie)
Figure 5-19 : Projection des variables et des échantillons sur le plan factoriel (1x2)
Cl- Mg 2+
Cl- Mg 2+
La relation Na - SO4 2- n’apparaît pas clairement sur le diagramme Piper (figure 5-4). Le
tableau de corrélation entre éléments (tableau 5-9) montre aussi une forte corrélation entre ces
deux éléments (R=0.88). Ceci montre l’utilité de combiner le diagramme de Piper et les
analyses factorielles (ACP, AFC).
Le plan factoriel (1x3) représente 82% de l’inertie des données. Ce plan confirme l’existence
de trois domaines le long de l’axe de salinité. L’axe 3 élargit le domaine 3 et le sodium se
rapproche du Potassium (figure 5-20).
Les analyses statistiques traduisent une évolution de la chimie des eaux par un axe factoriel
correspond à la salinité des eaux. Sur cet axe on retrouve trois domaines représentant trois
types d’eau rencontrés sur l’aquifère basaltique de Djibouti : les eaux bicarbonatés, les eaux
sulfatés et les eaux chlorurés. Ces observations corroborent l’évolution de faciès des eaux
avec la salinité qui avait été soulevé sur l’interprétation du diagramme de Piper. Cependant les
projections statistiques permettent une distribution plus précise des faciès chimiques en
fonction de l’augmentation de la salinité que le diagramme Piper. Une discrimination plus
K + K +
Domaine 2
Ca2+ Ca2+ SO4 2-
Na +
-0.1
-0.2
SO4
-0.3
-1.2 -1.0 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0.0 0.2 0.4
2-
Na +
Variables
NDJ
saléNDJ
SEH
saléSEH
Domaine 3
HG
151

emarquable entre le domaine des eaux sulfatés et celui des eaux chlorurés est apportée par les
AFC.
Axe factoriel 3 (4.947 % d'Inertie)
0.3
0.2
0.1
0.0
-0.1
-0.2
Variables
NDJ
saléNDJ
SEH
saléSEH
HG
HCO3 -
HCO3 -
T
pH
SO42- SO42- Na +
K +
Na +
K +
Cond
Ca 2+
Ca 2+
Cl -
Mg2+ Cl -
Mg2+ -0.3
-1.2 -1.0 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0.0 0.2 0.4
Axe factoriel 1 (76.80 % d'Inertie)
Figure 5-20 : Projection des variables et des échantillons sur le plan factoriel (1x3)
5.9. DISCUSSIONS SUR LE FONCTIONNEMENT DE
L’AQUIFERE
Tous les échantillons proviennent de l’aquifère de Djibouti qui est constitué de roches
basaltiques. Il n’existe pas de différentiation géologique dont il faille tenir compte. Même si,
bien sûr, les basaltes ne sont pas exempts de toute hétérogénéité tel que des niveaux
d’intercalation sédimentaires ou basaltiques scoriacés.
Les eaux de l’aquifère présentent des conductivités électriques très variables entre 450 à
16000 µS/cm. Cette variation ne dépend pas forcement de spécificité géologique locale. Il a
été observé, sur plusieurs puits, un gradient vertical de la salinité. Les composés anioniques
principaux sont le Cl - , le SO4 2- et le HCO3 - avec une prédominance de Cl - . Ce dernier est
d’ailleurs fortement corrélé avec la conductivité électrique des eaux, donc de la salinité. Les
composés cationiques sont les alcalins Na-K et les alcalino-terreux Ca-Mg avec une
prédominance des alcalins puis du Magnésium. Les diagrammes NaCl et Ca/Cl ont montré
que la forte augmentation de la salinité des eaux de cette nappe côtière ne s’explique pas par
l’effet d’un simple mélange avec de l’eau de mer.
Les graphiques Br/Cl ont montré que la dissolution de la halite n’est pas le phénomène
prépondérant dans l’enrichissement des chlorures dans ces eaux. Le rapport Br/Cl des eaux est
conforme à celui de la mer ou de la précipitation quelle qu’en soit la salinité.
152

Les teneurs en 18 O et 2 H mesurées sur l’aquifère sont homogènes et comprises dans la gamme
des teneurs des précipitations. Ce qui limite un enrichissement par des phénomènes
d’évaporation.
Tous les éléments chimiques principaux augmentent avec la salinité à l’exception du HCO3 -
qui montre une légère tendance inverse. Les traitements statistiques ont distingués trois pôles
chimiques qui se succède sur l’échelle croissante de la salinité: bicarbonaté, sulfaté et
chloruré.
Les eaux des aquifères superficiels (inféroflux) de cette région sont de nature bicarbonatécalcique.
Il s’agit de nappe de sous écoulement des oueds. Il est établi que ces nappes
inféroflux participent à la recharge de l’aquifère, (Houssein et Jalludin, 1996). La plupart des
eaux placées dans le pôle HCO3 sont superficielles, douces. La recharge à partir des aquifères
inféroflux peut être considérée comme la source principale du HCO3 dans l’aquifère
basaltique. Cependant, on constate une corrélation entre température et HCO3. Ceci indique la
présence de CO2 profond dans certains forages et ainsi une autre origine de bicarbonate dans
l’aquifère.
Le pôle chloruré regroupe des eaux très salées, prélevées en profondeur et relativement âgées.
La forte minéralisation des eaux de ce groupe peut s’expliquer par l’infiltration marine seule
sur certains points d’eau côtiers. Un mélange avec une eau saumâtre, correspondant à de l’eau
mer ancienne évolué par l’interaction avec la roche (Bouh, 2006) peut expliquer la
minéralisation des eaux de cette famille. Il existe donc une évolution des eaux dans l’aquifère
à partir d’une eau nouvellement infiltrée riche en bicarbonate vers une eau ancienne nettement
plus chlorurée.
L’origine des sulfates des eaux de l’aquifère de Djibouti n’a pas fait l’objet d’étude.
Néanmoins, la littérature cite essentiellement la dissolution du gypse et les apports
atmosphériques pour expliquer la présence de sulfate dans les eaux souterraines. Les apports
atmosphériques peuvent être accentués par la pollution urbaine dans le cas des aquifères
proches des grandes villes (Molla, 2007). Ce n’est pas le cas de cet aquifère parce que le
SO4 2- n’est pas corrélé avec le HCO3 - qui, lui, provient de la surface. Les dépôts de gypse
n’ont pas été observés dans les formations géologiques de l’aquifère. La dissolution du gypse
n’est pas non plus à l’origine de sulfate dans cet aquifère. Toutefois des études menées sur le
système aquifère volcanique du rift dans la partie éthiopienne retrouvent des teneurs
similaires à celle de l’aquifère de Djibouti (Kebede, 2007). La dissolution des sels à partir des
niveaux sédimentaires lacustres, communs le long de la partie axiale du rift, est proposée
153

comme source de sulfate. Cette origine peut convenir à l’aquifère de Djibouti qui présente des
intercalations sédimentaires pouvant atteindre plus de 10 m d’épaisseur.
En milieu semi-aride l’accumulation de nitrates par les plantes tels que l’acacia peut être une
source non négligeable de nitrates dans les nappes souterraines.
Ce travail a permis de mettre évidence une hétérogénéité chimique des eaux de l’aquifère
basaltiques de Djibouti. Cependant, pour pouvoir intégrer ces hétérogénéités, dans un modèle
numérique de l’aquifère, une délimitation cartographique n’a pas pu être établie pour les
différents types d’eaux rencontrés. Néanmoins, la détermination des eaux saumâtres sousjacentes
et de l’intrusion marine avérée peut apporter des contraintes pour la conceptualisation
d’un modèle à densité variable.
La recharge de l’aquifère à partir des crues des oueds est également démontrée par la chimie
des eaux.
Les stratifications chimiques des eaux rencontrées sur le site expérimental hydrogéologique
correspondent aux conditions chimiques rencontrées sur le reste de l’aquifère. De ce point de
vue, le Site expérimental Hydrogéologique est représentatif de la structure de l’aquifère et ne
se limite pas à une hétérogénéité locale liée à la présence d’une faille ou d’une paléotopographie
particulière.
154

CHAPITRE 6 : MODELISATION NUMERIQUE DE
L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI
6.1. INTRODUCTION
Une approche pluridisciplinaire a été adoptée pour étudier l’aquifère basaltique de Djibouti
dans le cadre du projet Mawari. Un modèle numérique de l’aquifère est construit sur la base
des résultats des différentes études réalisées. Ce chapitre propose dans un premier paragraphe
une synthèse des apports du projet Mawari dans la reconnaissance de l’aquifère basaltique de
Djibouti. Un modèle conceptuel synthétique de l’aquifère est présenté dans le second
paragraphe. Une discussion sur l’approche de modélisation est abordée dans le troisième
paragraphe. Le modèle d’écoulement de l’aquifère élaboré en régime permanent est décrit
dans un dernier paragraphe.
6.2. SYNTHESE SUR L’APPORT DU PROJET MAWARI DANS LA
GEOMETRIE DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE DJIBOUTI
L’aquifère basaltique de Djibouti soutient les besoins en eau de la capitale. L’objectif
principal du projet Mawari est de bâtir un modèle numérique de cet aquifère et de proposer au
gestionnaire de sa ressource un outil de gestion et de protection. L’approche pluridisciplinaire
s’est avérée indispensable dès le début, tant la connaissance sur cet aquifère était limitée.
Avant de proposer un modèle de cet aquifère dans les paragraphes suivants, il a semblé utile
de faire le bilan des contributions de chaque équipe et de faire une synthèse de l’état des
connaissances sur cet aquifère à l’issue du projet Mawari.
6.2.1. L’ETUDE GEOLOGIQUE ET STRUCTURALE
Sur la base des critères géochimiques, la carte de distribution des basaltes du Golfe sur la
région de Djibouti a été redessinée. Leur extension est plus restreinte que ce qui prévalait
jusqu’alors (Gasse et al., 1983, 1985). Ils sont confinés à un plateau fracturé de 10x30km,
entre la cote nord de la plaine de Djibouti et l’oued Ambouli. Les basaltes Somali couvrent
une superficie plus importante et arrive au Nord jusqu'à l’oued Ambouli. Une nouvelle unité,
regroupant les cônes volcaniques et les coulées associés a été identifiée et appelée « basaltes
Goumarré » (figure 6-1 et 2-6). Une cartographie des fractures a été obtenue à partir d’analyse
d’image satellite SPOT4, de photos aériennes et d’observation de terrain. Deux régions
structurales ont été déterminées: la zone côtière et la zone centrale. La direction
155

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. La
distribution de la fracturation sur l’aquifère de Djibouti suit une loi de distribution
exponentielle (Daoud, 2008). Les éléments géométriques et d’hydraulicité de la fracturation
(ouverture, colmatage, espacement, connectivité, …) n’ont pas pu être déterminés. Toutefois,
les diverses observations (terrain, photo-satellites) permettent de considérer la fracturation
comme suffisamment dense et d’en déduire que cet aquifère peut fonctionner comme un
système équivalent continu.
Les analyses géochimiques effectuées sur les cuttings des forages ont permis de retrouver le
contact entre les basaltes Somali et les basaltes du Golfe. Une épaisseur de 230m des basaltes
du Golfe a été déterminée sur le forage pk20-3. Etant donnée que l’aquifère est constitué par
les basaltes du Golfe et par les basaltes Somali, cette information donne une idée de
l’épaisseur minimale susceptible d’être atteinte par l’aquifère.
Dépôts récents
Dépôts fossilifères du
pléistocène supérieur
Cônes volcaniques
Basaltes stratoides
Basaltes somali
Basaltes Dalha
Basaltes du Golfe
Rhyolite Mabla
Chemin de fer
Figure 6-1 : Ancienne cartographie des formations géologiques de l’aquifère de Djibouti (d’après
Gasse et al., 1985)
6.2.2. L’ETUDE GEOPHYSIQUE
Les études géophysiques précédentes (CGG, 1960-1987) avaient mis en évidence un niveau
très conducteur en profondeur. Ce niveau a été identifié sur plusieurs forages comme étant des
eaux saumâtres. L’un des objectifs des études géophysiques conduites dans le cadre du projet
Mawari était la détermination de la géométrie de ce conducteur profond. Ces études se sont
intéressées essentiellement à la zone du site expérimental. 5 grands profils de tomographie de
640m et 8 petits profils de 320m ont été réalisés pour la reconstruction 2D d’un modèle du
sous sol (figure 6-2). La première approche concernant la géométrie de l’aquifère sur la base
0
%
KM
5
10
156

d’un traitement statistique des résultats des sondages électriques des études antérieures a
consisté à appliquer l’hypothèse de continuité spatiale de la nappe saumâtre en générant par
interpolation géostatistique une surface saumâtre sur l’ensemble de l’aquifère basaltique.
Cependant les résultats de la tomographie sur le SEH montrent des poches d’eau saumâtres de
faible envergure. Ces résultats montrent des niveaux conducteurs discontinus, sous forme de
poches d’échelle kilométrique. Comme les résultats de la tomographie concernent un espace
restreint, il est difficile de tirer des conclusions sur la structure de la nappe saumâtre à
l’échelle de l’ensemble de l’aquifère (figure 6-2).
Une campagne de sondages magnétotelluriques (MT) de 18 points a été conduite sur un large
périmètre de 33x26km de l’aquifère de Djibouti (figure 6-3). Un modèle 3D a été élaboré sur
la base de ces données. Ces résultats sont à prendre avec précaution compte tenu de la faible
couverture géographique des campagnes de sondages. Une configuration discontinue des eaux
saumâtres se dessine sur ce modèle (figure 6-3).
N
Figure 6-2 : Plan de position des panneaux et modèle 2D sur le panneau P4 (Magarreh, 2008)
NB : les points représentent les forages et piézomètres du SEH ; le panneau P4 est centré sur le forage AM1.
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
AM1
157

6.2.3. CONTRIBUTION A LA CONCEPTION DU MODELE DE
L’AQUIFERE
Les résultats des travaux réalisés dans le cadre du projet Mawari apportent une contribution
relativement sommaire sur la géométrie du système basaltique. Les études structurales et
géologiques permettent d’opter pour l’approche « milieu poreux équivalent » en vue de la
modélisation de l’aquifère en considérant une épaisseur minimale de 250m. Les études
géophysiques confirment l’existence d’eaux saumâtres sous la nappe d’eau douce. Une
configuration discontinue des eaux saumâtres semble ressortir des premiers résultats. La
géométrie de ces eaux n’a pu cependant être clairement établie.
Des études plus précises à l’échelle des fractures devront être envisagées pour déterminer
leurs actions sur l’écoulement. De même, de nouvelles campagnes de prospections
géophysiques devront être conduites sur l’aquifère pour une meilleure résolution de la
structure profonde du système. La zone côtière devra également faire l’objet d’investigations
géophysiques pour cartographier le front de contact entre les eaux de la nappe et les eaux
marines.
6.3. MODELE CONCEPTUEL DE L’AQUIFERE BASALTIQUE DE
DJIBOUTI
Les forages ne sont pas assez nombreux et surtout très mal répartis sur l’ensemble de
l’aquifère car ils sont disposés essentiellement sur la plaine côtière. Les sondages électriques
verticaux constituent un outil bien utile pour accéder à la dimension verticale d’un système
géologique lorsque les forages ne sont pas suffisants. Dans la compréhension de la géométrie
qui nous intéresse, il a été utilisé les résultats des sondages électriques de CGG 1987 (voir §
2.3.3) et les résultats de la tomographie électrique effectué sur le SEHA.
Ce travail est basé sur 124 sondages pour lesquels nous disposons d’horizons électriques suite
au traitement d’inversion 1D effectué par l’équipe CGG 1987 à l’aide du logiciel
d’interprétation 1D «SEAM».. Ces 124 sondages sont disposés suivant 8 profils électriques,
dont 4 de direction Est-Ouest et 4 de Nord-Sud. Les profils sont constitués de 7 à 23 sondages
électriques sur une longueur de 9 à 20 km. La profondeur d’investigation des profils est entre
60m et 300m (figure 6-4). Onze sondages électriques étalons (S.E.E.) ont été réalisés à
proximité de forages ou de piézomètres, dont on dispose de logs lithologiques pour
déterminer une correspondance entre les résistivités électriques et les niveaux lithologiques.
La profondeur de ces forages varie de 22m pour le forage de Douda à 150m pour le forage
158

F9b. Une corrélation entre les étages de résistivité et les faciès géologiques est obtenue grâce
à une dizaine de sondages électriques effectués à proximité de forages.
Sur les 124 sondages électriques 115 montrent une disposition des horizons électriques
représentée sur la coupe schématique de la figure 6-5. Le niveau profond (C2) correspondrait
au niveau conducteur profond des eaux saumâtres. Ces eaux saumâtres sous-jacentes semblent
se retrouver sur la plupart des sondages électriques.
128000
127500
127000
126500
126000
+
S.E.V. sans C2
S.E.V. avec C2
27000 27500 28000 28500 29000 29500 30000 30500
Figure 6-4 : Carte de positionnement des sondages électriques (CGG, 1987)
R1 R1
C1 C1
R1 R1
R2 R2
C2 C2
Niveau non saturé
Niveau
Nappe
piézométrique
Niveau à eau douce
Niveau à eau saumâtre
Figure 6-5 : Schéma interprétatif de base des horizons électriques de l’aquifère (CGG, 1987)
159

L’interprétation des données d’une centaine de sondages électriques et d’une quarantaine de
coupes lithologiques de forages sur le modèle des horizons électriques a permis d’arrêter une
coupe schématique de l’aquifère volcanique de Djibouti (figure 6-6).
26 à 86 ohm.m
4 à 25 ohm.m
Figure 6-6 : Modèle schématique de la structure de l’aquifère basaltique de Djibouti
Un premier niveau de résistivité très variable entre 1 et 4000 ohm.m correspond au niveau
superficiel de sol résultant de l’altération des basaltes ou aux dépôts sédimentaires. Puis un
faible niveau de résistivité compris entre 10 à 400 ohm.m signale une intercalation des
niveaux argileux et des basaltes massifs sains ou des dépôts volcano-sédimentaires. Un
troisième horizon est visible sur les sondages électriques avec des résistivités allant de 86 à
26ohm.m correspondant sur les log lithologiques des forages étalons à un niveau de basalte ou
scories ou des dépôts volcano-sédimentaires saturés en eau. Plus bas une interface de
résistivité se distingue nettement avec des valeurs inférieures à 26 ohm.m. Ce niveau reconnu
par les 115 sondages électriques a été mis en corrélation avec un niveau imbibé d’eau
saumâtre.
La chimie des eaux de cet aquifère, abordée dans le chapitre 5, combinée aux sondages
électriques a permis de mettre en évidence un aquifère avec une nappe d’eau douce
surmontant des eaux saumâtres.
160

Le système fonctionne comme un dispositif unique mettant en relation des eaux nouvelles
surmontant des eaux saumâtres sous-jacentes et une interface eau douce - eau marine (figure
6-7).
TOPOGRAPHIE
NP
Apport
depuis l’amont
(basaltes de Dalha)
E36
Figure 6-7 : Schéma descriptif de l’aquifère basaltique de Djibouti.
NP : niveau piézométrique
HG
Recharge
(Crues des oueds)
?
?
Dabayey
? Mer
La configuration des eaux saumâtres reste encore à ce stade indéterminée. Les eaux saumâtres
peuvent être considérées comme une nappe, sous-jacente à la lame d’eau douce. Ces eaux
saumâtres seraient ainsi en contact avec le biseau actuel. Cette hypothèse doit être étayée avec
des prospections géophysiques et des analyses chimiques globales de ces eaux sur l’ensemble
de l’aquifère. Il existe une trentaine de forages sur l’aquifère de Djibouti et seulement 4
d’entre eux ont rencontré des eaux salées. Malgré une augmentation de la salinité des forages
côtiers, sur plusieurs années d’exploitation, les teneurs des eaux saumâtres sont loin d’être
atteintes. Ces observations suggèrent l’existence de poches d’eau salée limitées dans l’espace.
Les études géophysiques nouvelles montrent des zones de faible résistivité discontinues. Mais
la signification hydrogéologique de ces faibles résistivités n’est pas encore bien connue. Des
?
AM5
Guelilé
eaux
saumâtres
?
?
?
E27
2 km
50 m
0m/mer
-50m/mer
161

investigations supplémentaires doivent être envisagées pour cartographier et comprendre le
fonctionnement des eaux saumâtres dans l’aquifère. Au stade actuel, on ne dispose pas
suffisamment d’éléments pour intégrer, de manière précise, les eaux saumâtres dans le modèle
de l’aquifère. Des hypothèses de travail, simples seront émises pour construire ce premier
modèle. Ce modèle évolutif sera amélioré en fonction des nouvelles connaissances et données
acquises sur l’aquifère.
6.4. MODELISATION NUMERIQUE : DEFINITIONS ET
APPROCHES
6.4.1. DEFINITIONS
La modélisation est un outil très utilisé en hydrogéologie depuis les années 1970 et le
développement de l’informatique. Elle commence par la construction d’un modèle conceptuel
à partir de l’objet étudié sur la base des données et des observations recueillies sur le terrain.
Le modèle numérique, est alors créé par discrétisation de l’espace étudié en plusieurs
éléments ou cellules auxquels sont attribués les propriétés correspondantes.
Historiquement, du point de vue conceptuel, plusieurs approches ont été adoptées pour la
modélisation de l’écoulement et du transport dans le milieu poreux.
Les premiers modèles conceptuels sont de type boite noire ; modèles globaux (De Marsily,
1978 ; Mangin, 1974), et modèles à réservoir (Drogue et al. 1981) et cherchent à établir une
fonction de transfert. Ces modèles se basent sur la relation entre la pluie, impulsion à l’entrée
d’un système étudié, et les débits au niveau des exutoires, réponse en sortie du système. Ces
types d’approches sont essentiellement utilisés en laboratoire.
Les modèles distributifs, plus élaborés, tiennent compte des conditions physiques du système
étudié. Il existe deux approches dans la construction d’un modèle distributif.
Le modèle est dit déterministe lorsque les propriétés physiques du système y sont introduites
telles qu’elles sont censées exister en réalité (Rousselot 1976 ; Bonnet, 1978).
Le modèle est stochastique lorsque les propriétés physiques de l’aquifère sont décrites dans le
modèle par des lois de variabilité spatiale à l’aide d’outils statistiques (Banton et al. 1989) ou
géostatistiques (Delhomme, 1976).
L’étude des écoulements des eaux souterraines a considérablement augmenté ces dernières
années particulièrement sur les aquifères fracturés. Le modèle stochastique apparaît comme le
162

plus approprié et le plus pratique pour représenter la circulation de l’eau dans un milieu
fracturé (Langevin, 2003).
Une bonne représentation d’un milieu fracturé requiert que la distribution spatiale des
fissures, leurs interconnexions ainsi que leurs ouvertures soient bien connues (Gylling et al.,
1998). Ces informations n’ont pu être recueillies concernant l’aquifère de Djibouti. La
définition du modèle conceptuel est ainsi, la première étape de la modélisation d’un système
hydrogéologique.
Une des sources d’incertitude réside dans le choix du modèle conceptuel, jugé le mieux
approprié pour représenter les conditions physiques en présence (Selroos et al. 2002).
6.4.2. APPROCHES DE MODELISATION
Dans la littérature, trois principales approches sont utilisées pour la modélisation d’un
aquifère fracturé : l’approche continue, l’approche discrète et l’approche double porosité
(Masciopinto, 2005 ; Barenblatt et al., 1960). La figure 6-8 montre les schémas des trois
approches (Bodin, 2001).
L‘approche double milieu considère deux milieux continus et associés : le « milieu fracture »
et le « milieu matrice » avec des rôles bien distincts. La matrice rocheuse détermine le
coefficient d’emmagasinement de l’aquifère tandis que le réseau de fissure caractérise la
perméabilité. Les transferts de fluide entre la matrice et les fractures sont traduites comme un
échange de flux entre deux milieux continus (Barenblatt et al. en 1960 ; Samardzioska et
Popov, 2005).
Le modèle discret est utilisé lorsque les interactions des fluides dans la matrice rocheuse et
des fluides dans les fractures sont pratiquement absentes (Masciopinto, 2005).
Le milieu fracturé est assimilé à un ensemble de blocs rocheux imperméables séparés par des
fractures qui sont le lieu d’écoulement et d’emmagasinement des fluides. Dans ce modèle, les
fractures peuvent être idéalisées en joins horizontaux parallèles définissant alors un modèle
multicouche ou en un réseau interconnecté. Le modèle discret proposé par Nordqvist et al.
(1996), requiert la reconstitution en 3D, du réseau de fracture réel.
Dans l’approche continue, l’aquifère fracturé est traité comme un milieu poreux hétérogène
équivalent (Tsang et al., 1996 ; Masciopinto, 2005). Le modèle continu est utilisé lorsque la
géométrie du réseau de fracture n’est pas très bien connue. Il suffit d’introduire les propriétés
hydrodynamiques moyennes, telles que la conductivité hydraulique et l’emmagasinement du
système fractures-matrice considéré.
163

L’approche milieu poreux équivalent a été adoptée ici faute de connaissances suffisantes sur
l’aquifère basaltique de Djibouti.
Modèle "milieu poreux
équivalent"
APPROCHE CONTINUE
MILIEU FRACTURE
Modèle "double milieu"
APPROCHE DISCONTINUE
Modèle "discret"
Figure 6-8 : Approches de modélisation de l’écoulement d’un milieu fracturé (Bodin, 2001)
6.5. ELABORATION D’UN MODELE D’ECOULEMENT EN
REGIME PERMANENT
La modélisation numérique de l’aquifère basaltique de Djibouti est présentée dans le
manuscrit ci-joint, en préparation pour publication.
164

Numerical modeling of the basaltic aquifer of Djibouti (Horn of
Africa) using the pilot points approach
Houmed-Gaba A.. (1,2) , Jalludin M. (2) , Razack M. (1)
1 University of Poitiers, Department of Hydrogeology, FRE 3114 - 40 avenue du Recteur Pineau – 86022 Poitiers
Cedex – France
2
IST, Centre d’Etudes et de Recherches de Djibouti, B.P. 486, Djibouti Ville, RDD.
Abstract. The city of Djibouti, capital of the Republic located in the Horn of Africa, is
supplied with water abstracted from the Gulf and Somali basalts aquifer. The climate is of
arid type, with a very low average annual rainfall (150 mm). Water resources are thus
represented exclusively by groundwater. The drastic increase in water demands, due to the
development of the capital, has led to an overexploitation of this aquifer and has severely
degradated its reserves and quality. A sustainable management of this aquifer must be
undertaken in order to preserve its resources. This work focuses on the assessment of this
aquifer's characteristics and the elaboration of a numerical model. The aquifer is highly
heterogeneous, due to the fracturing and weathering of the basalts, and intercalation of
scorious layers. The hydraulic conductivity field of the aquifer was estimated using the pilot
points methodology in conjunction with the PEST non-linear parameter estimation and
regularisation functionality. This approach proved quite successful for the basaltic aquifer
calibration, suitably accounting for its strong heterogeneity.
The model permitted to assess the water balance of the aquifer (surface recharge, boundary
conditions, runoff to the sea, global flows in the aquifer). The water balance showed that the
exploitation of this aquifer has reached a crucial limit and cannot be increased without serious
risks of degrading its resources.
Key-words. Gulf and Somali basalts aquifer. Arid climate. Numerical model. Djibouti. Geostatistics.
Pilot points. Hydraulic conductivity.
1. Introduction.
The city of Djibouti, capital of the Republic, is supplied with drinking water,
abstracted from the Gulf and Somali basaltic aquifer. The continuous and drastic increase in
water demands, due to the rapid development of the capital particularly during the last two
decades, has led to an intensive exploitation of this aquifer and has severely depleted its
165

eserves and deteriorated its quality. The main concern of the Public authorities of the country
is at present to preserve and manage properly this crucial water resource. This paper focuses
on the evaluation of this aquifer's hydrogeological properties and the elaboration of a
numerical model. The aquifer is highly heterogeneous, due to the fracturing and weathering of
the basalts, and intercalation of scorious layers. The model is calibrated using the pilot points
methodology in conjunction with the PEST non-linear parameter estimation and
regularisation functionality.
This work is included in a large research program launched by the authorities, which
principal objective is the achievement of an optimal and sustainable management of this
aquifer.
2. Geological situation
The basaltic aquifer, including Gulf and Somali basalts, cover an area of 600 km² (Fig. 1).
The basalts are in the form of a series of plateaus that rise up to 200 meters. Several major
wadis (Ambouli, Atar, Damerdjog, Douda) cut these basalts by forming canyons with cliffs
which can exceed several tens of meters. Many volcanic cones of different sizes are situated
on the plateaus, particularly in the South. Gulf and Somali basalts are composed of basaltic
flows with intercalation of sedimentary strata, scorias and palaeosoils. They are characterized
by an important surface alteration in bowls. The age of the Gulf basalts is 2.8-1 My, while the
Somali basalts are older (9-3.4 Ma). The thickness of the Gulf basalts was determined after
the mineralogical analysis of the cores of the only well that entirely cut these basalts (Daoud,
2008). This well is part of the PK20 wells field. A thickness of 250m was determined. The
Gulf basalts lie unconformably on Somali basalts in the South and Dalha basalts (9-3.4 My)
and Mabla rhyolites (15 My) in the West. On the East Coast, there is a coastal plain forming a
band of a few kilometers wide, related to alluvial cones of different wadis. These formations
date from the Pleistocene and the Holocene (Gasse et al. 1986). Several fractures networks
affect the Gulf basalts. The East-West fractures direction is the most important one and is
probably related with the first deformations associated with the setting up of the basalts
(Arthaud and Jalludin, 1990). This main fracture strike would have been reactivated until
recently. The other fracturing directions are N140-150 and NS-N040. Outcrops are
characterized by varying degrees of alteration and hydrothermalism. Older the formations,
higher the alteration. Hydrothermal activities result in deposits of secondary minerals and thus
reduce the permeability of the basalts (Jalludin and Razack 1993, 1994).
166

3. Hydrodynamics characteristics of the aquifer
Given the distribution of the wells, the water-table is known with sufficient precision
to the East and less precisely to the West (Fig.2). On the Eastern coastal area, piezometric
levels do not exceed 2m/sea. On the opposite, high levels (H = 60m/sea) are observed to the
West at the PK20 catchment. That raises the issue of continuity of the groundwater. The
Western boundary of the aquifer consists of oldest Dalha basalts (9-3.4 Ma) where levels
exceed 200m/sea (Oueah catchment). The geological observations in the field and drilling
cuttings did not show any impermeable layer between the 2 aquifers (Gulf/Somali basalts and
Dalha basalts) (Jalludin 1993). Moreover, recent or reactivated faults are continuous within
both aquifers. Assuming a hydraulic relationship between the two aquifers, it is possible to
find downstream this flow boundary, high piezometric levels as those observed at the PK20
catchment. The assumption that the groundwater is continuous between these aquifers seems
likely given the fracturing affecting the basalts. Accordingly gradients remain high (between 5
and 7 °/00) along the contact between the two aquifers. At the main wells field, in the coastal
zone, there are very low hydraulic gradients around 0.2 °/00 reflecting areas with higher
permeability.
The Gulf/Somali basalts aquifer is intensively exploited for the supply of drinking
water to the city of Djibouti. The wells of ONEAD (Office National des Eaux et de
l’Assainissement de Djibouti) are operated continuously with a total daily average discharge
of 32,000 m 3 /day. The discharge rates fluctuate between 20 and 100 m 3 /h. Recharge of the
aquifer occurs mainly thanks to the wadis rare runoff. The basalts outcrops had a very low
permeability because of superficial weathering. Infiltration occurs mainly in sedimentary
formations in the wadis beds. The recharge of these inferoflux aquifers allows in a second
step the recharge of the underlying basalts aquifer. The measures between two gauges were
used to estimate the overall average recharge of the Gulf aquifer from the wadis to 15 Mm 3 ,
given a flooded area of 12 km 2 (BGR 1982, 1993).
4. Analysis of the basalts hydraulic conductivity
The values of hydraulic conductivity, determined by pumping test range between
0.037 m/h and 15.83 m/h. There is a sample of 39 values unevenly distributed throughout the
aquifer (Fig.3).
The frequency distribution of the hydraulic conductivity values is reported on figure 4.
The plot shows that the hydraulic conductivity is a log-normal variable, which is widely
167

ecognised in the literature (Delhomme, 1976; Aboufarissi and Marino, 1984; Huntley et al.,
1992 ; Bracq and Delay, 1997; Fabbri, 1997; Jalludin and Razack, 2004).
The hydraulic conductivity (K) over the whole aquifer was assessed using a
geostatistical procedure (variographic analysis and kriging). The omni-directional
experimental variogram of log(K) is shown on figure 5. It is characterised by an absence of
nugget effect, which shows that the scale of analysis is well adapted to the domain. A
spherical model (Isaak & Srivastava, 1989) was used to fit the experimental log(K)
variogram. The general equation of spherical model is written:
γ(h) = C [1.5 h/a - 0.5 (h/a) 3
] for 0 < h < a
γ(h) = C for h ≥ a
where C is the sill ; a is the range ; h is the distance between sampling points. For the model
fitted to the log(K) experimental variogram, the parameters are : C = 0.52 and a = 1900 m.
On the basis of this model, the log(K) was estimated over the whole aquifer using the
kriging procedure (Figure 6). The hydraulic conductivity map was then obtained by
backtransform. The map of the kriging variance (Figure 7) displays however that there are
quite large zones of the aquifer where the log(K) estimates are highly uncertain.
The question that rises then is whether the modeller should use the krigged hydraulic
conductivity map as an input in the numerical model. Keeping in mind that the basaltic
aquifer is strongly heterogeneous and that the krigged estimates are highly uncertain over
larges zones, the use of the krigged log(K) map would certainly raise calibration difficulties
and lead to unreliable results. Accordingly, we used in this work the pilot points methodology,
which was developed to address the issue of modelling strongly heterogeneous domain.
5. Tackling heterogeneity in groundwater numerical models. The pilot
points and regularisation methodology.
Aquifers are seldom homogeneous but often exhibit heterogeneity, which may reach
very high degrees. Spatial distribution of hydraulic properties in such heterogeneous domains
is conventionnally done with the use of zones of homogeneous property. The model domain is
subdivided into zones for example on geological basis. During the calibration process, more
and more zones are inevitably added to account for the domain heterogeneity. This involves a
great deal of trial-error runs and may lead to unrealistic results for a number of reasons (large
uncertainty associated with this process ; nonuniqueness of the results ; arbitrary zonation
patterns ; unmapped heterogeneity, …). The non-linear parameter estimation software PEST
168

(Doherty, 2002) may be used in this process for assistance but it does not actually help to
overcome these issues. Moreover numerical instabilities may arise as often overparameterised
inverse problems are ill-posed problems.
High heterogeneity issue in groundwater numerical models can be addressed by the
pilot points methodology, a novel approach which is still not systematically used by
hydrogeologists. Pilots points methodology has been applied by some authors in
hydrogeology for the calibration of groundwater numerical models (Certes and de Marsily,
1991 ; LaVenue and Pickens, 1992 ; LaVenue and de Marsily, 2001 ; Doherty, 2002). The
basis of the pilot points methodology as a method of spatial parameterisation of groundwater
models is that hydraulic properties (e.g. hydraulic conductivity) are assigned to a set of points
distributed throughout the aquifer rather than to the cells of the numerical model. The
property values are then interpolated to the model cells from the pilot points (Doherty, 2002).
The property values are assigned to the pilot points as in any normal calibration procedure, in
order to minimize the discrepancies between observed head values and model calculated head
values.
Stochastic approaches were developed by several authors (Gomez-Hernandez et al.,
1997; LaVenue and de Marsily 2001) in conjunction with pilot points. They derive multiple
stochastic property fields to calibrate the model and account for the geostatistical
characteristics of the domain. The interpolation method from pilot points to the model cells
used in this study is the geostatistical kriging procedure which presents several advantages :
smooth interpolator, respect of the known values (Isaak and Srivastava, 1989).
Pilot points methodology is used in conjunction with "Regularisation". In the
literature, "Regularisation" covers a whole of mathematical techniques that are applied to
bring numerical stability to overparameterised inverse problems through the introduction of
appropriate constraints on property values (Doherty, 2002 ; Tikhonov, 1963 ; Cristina et al.,
1994). Regularisation functionality has been implemented in the well-known parameter
estimation software PEST (Doherty, 2002).
6. Numerical model of the Gulf/Somali basalts aquifer.
Gridding. Boundary conditions (BC)
The goal of steady state modeling of the aquifer is to verify the consistency of existing
data and complete those missing or partially available (hydraulic conductivity, boundary
conditions, recharge, exploitation of groundwater, water levels). The aquifer was discretized
in a regular grid, with 200m x 200m cells, distributed on 150 rows and 250 columns
169

according to East-West and North-South directions. Fixed head BC (H = 0m) were imposed
on all cells representing the East and North coastline. Fixed head BC were also used to limit
the domain to the South. However these limits are not geological limits. No-flow BC were
used on the cells at the North-West and South-East limits, corresponding to flow axes. Flow
BC were imposed on the cells representing the limit with Dalha basalts (Figure 2).
Annual discharge rates of the abstraction wells located along the Indian Ocean
coastline, excluding thus the PK20 wells catchment, were estimated at 11.1 m 3 /year. The total
discharge rates, including the PK20 wells, is 12/7 m 3 /year. The PK20 wells discharge rates
were excluded as heads were measured in these wells in static conditions.
The recharge of the aquifer was imposed only from the wadis bed with a specific rate
of 4.32 10 -5 m 3 /s/m 2 . No diffuse recharge over the basaltic area was considered (Figure 8). .
Model calibration.
The calibration of the model was conducted using the pilot points and PEST-
Regularisation methodology implemented in the software GW Vistas V5 (Rumbaugh,
2007). No zonations were applied as only basalts outcrop over the domain.
Several attempts were made to find the optimal distribution of the pilot points. A
remarkable advantage of the pilot points and regularisation methodology is that the pilot
points can be placed liberally throughout the aquifer without any number constraint (Doherty,
2002). Their density can be increased where measurements are available. In this work 129
pilot points were used. Their distribution is depicted in Figure 9, with higher density in zones
where head measurements exist for the model calibration.
Hydraulic conductivity was estimated at each of the 129 pilot points. Interpolation to
the model cells was performed using kriging and the log variogram shown in Figure 5.
A constraint was also introduced on the flow BC at the West limit between the studied
domain and the Dalha basalts, in order not to exceed one fifth of the surface recharge from the
wadis beds. Precise knowledge of these fluxes is not available. However previous studies
(BGR, 1982, 1993 ; Jalludin, 1993) showed that these flows are limited, because the hydraulic
conductivity of the Dalha basalts is much lower than that of the Djibouti aquifer.
The calibrated hydraulic conductivity (K, m/h) field is shown in Figure 10. This figure
reflects the strong heterogeneity of the basaltic aquifer. The hydraulic conductivity values
varies from 1.10 -5 m/h to 3.5 10 +0 m/h, over five orders of magnitude. High values are more or
170

less distributed along a zone parallel to the Indian Ocean coastline. Further researches would
be necessary to associate geological significance to this distribution.
The calibration diagram is shown in Figure 11 and the calibration statistics are
reported in Table 1. The diagram and the statistics show that the methodology used in this
work have led to a satisfactory calibration of the model.
Water balance of the aquifer.
The simulated water-table is reported in Figure 12. Very low hydraulic gradients are
displayed on the eastern part of the aquifer, towards the Indian Ocean, whereas high gradients
appear on the western part, closer to the limits with the Dalha basalts.
The water balance calculated by the model is reported in Table 2. This is an average
annual balance. It should be noted that this is the first time that all terms of the balance of the
aquifer have been quantified.
The water balance shows that the recharge from the wadis beds remains the main
process that supplies water to the basaltic aquifer. Although the uncertainty associated with
the inputs from the Dalha basalts can be discussed, a significant increase in these inputs is not
likely. We believe that the order of magnitude of these inputs is reasonably determined by the
model.
According to these figures, it obviously appears that the exploitation of this aquifer has
reached a crucial limit. Increasing the number of exploitation wells and their discharge rates
would lead to an unavoidable degradation of its resources.
7. Conclusion
The main achievements of this work can be summarized as follows:
- Synthesis of available data on the Gulf/Somali basalts aquifer;
- Development of a digital model of this aquifer that allowed to check and complete these
data (hydraulic conductivity field, type of boundary conditions, relations with Dalha
formations and quantification of the water balance terms).
The approach used in this work, based on the pilot points and regularisation
methodology, proved quite successful in handling the strong heterogeneity of the basaltic
aquifer. This approach has led to a very satisfactory calibration of the model.
171

The model results show that the exploitation of this aquifer has reached a crucial limit.
Increasing the number of exploitation wells and their discharge rates would lead to an
unavoidable degradation of its resources.
Further investigations are needed to improve this model and to move to a 3D model
with variable density for integrating marine intrusion.
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Acknowledgments. This work was funded by the French Ministry of Foreign Affairs, within
the MAWARI project. They warmly thank Mr. Pinard, director, and Mrs Orlyk, secretary, of
the CIFEG.
Residual
mean (m)
Absolute
residual
mean (m)
Minimum
residual (m)
Maximum
residual (m)
Residual
SD/Range
0.69 1.47 -3.43 +8.10 0.038
Table 1. The Djibouti aquifer model calibration statistics.
SD : standard deviation.
Gulf-Somali/Dalha
basalts boundary (10 6
m 3 /y)
Recharge
(10 6 m 3 /y)
Pumpings
(10 6 m 3 /y)
Coastline
(10 6 m 3 /y)
Total
(10 6 m 3 /y)
Inputs 2.3 10 6 m 3 /y 15.3 17.6
Outputs 11.1 6.5 17.6
Table 2. Average annual water balance of the Gulf-Somali basalts aquifer.
174

Gulf/Somali basalts
No flow
B.C.
Figure 1. Location and geological setting of the Gulf –Somali basalts aquifer
Fixed head
B.C.
Dalha basalts
Flow B.C.
lf f
Fixed head
B.C.
Indian Ocean
Djibouti city
Somali basalts
Fixed head
B.C.
Indian
Ocean
No flow
B.C.
Figure 2 - Djibouti basaltic aquifer. Locations of the wells and Boundary conditions (BC) of
the numerical model.
Red
175

1285000
1280000
1275000
1270000
1265000
1260000
K (m/h)
0.0071 to 0.19
0.0071 to 0.19
0.19 to to 0.85
0.85
0.85 to to 1.5 1.5
1.5 to 2.5
1.5 to 2.5
2.5 to 16
2.5 to 16
Djibouti
Indian
Ocean
1255000
270000 275000 280000 285000 290000 295000 300000 305000 310000
Figure 3 . Distribution of the hydraulic conductivity (K, m/h) values throughout the basaltic
aquifer.
Figure 4. Frequency distribution of the hydraulic conductivity (K, m/h) values on lognormal
diagram
176

Figure 5. Experimental variogram of the log hydraulic conductivity (K, m/h) and fitted
spherical model (Nugget =0 ; Sill = 0.52 ; Range = 1900 m).
1285000
1280000
1275000
1270000
1265000
1260000
1255000
270000 275000 280000 285000 290000 295000 300000 305000 310000
log(K)
Figure 6. Estimation of the log(k) distribution throughout the basaltic aquifer using kriging
procedure and the spherical variogram model.
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
-0.1
-0.2
-0.3
-0.4
-0.5
-0.6
177

1285000
1280000
1275000
1270000
1265000
1260000
1255000
270000 275000 280000 285000 290000 295000 300000 305000 310000
Figure 7. Distribution of the kriging variance
Figure 8. Recharge of the basaltic aquifer from the wadis beds (Specific rate : 4.32 10 -5
m 3 /s/m 2 ). Distribution of the recharge cells.
0.85
0.825
0.8
0.775
0.75
0.725
0.7
0.675
0.65
0.625
0.6
0.575
0.55
178

Figure 9. Distribution of the pilot points throughout the model.
Figure 10. Calibrated hydraulic conductivity (m/h) field using the pilot points methodology
179

Calculated Head (m)
70
60
50
40
30
20
10
0
0 10 20 30 40 50 60 70
Observed Head (m)
Figure 11. Calibration diagram of the numerical model
Figure 12. Simulated water-table of the Djibouti basaltic aquifer
180

6.6. CONCLUSION
L’aquifère de Djibouti a été étudié dans le cadre du projet Mawari, dans l’objectif de
déterminer la géométrie du système. Les investigations conduites sur cet aquifère ont
démontré la complexité du système fracturé.
Les études structurales et géologiques permettent d’établir une cartographie du réseau des
fractures mais sans produire d’information sur leur hydraulicité.
Les diverses observations sur le terrain, sur les photos aériennes et sur les images satellites
permettent de considérer la fracturation comme suffisamment dense et d’en déduire que cet
aquifère peut fonctionner comme un système poreux équivalent.
Les études géophysiques confirment l’existence d’eaux saumâtres sous la nappe d’eau douce
mais ne permettent pas de produire une géométrie de ces eaux sur l’ensemble de l’aquifère.
Un modèle numérique a été construit sur la base des informations disponibles à l’aide de
Groundwater Vista 5. Etant donné la forte hétérogénéité de l’aquifère, la méthode des points
pilotes combinée au logiciel PEST a été appliquée.
Un bilan de flux a été estimé à 17.6millions de m3/an, avec une recharge par les crues des
oueds calculée de 15.3millions de m3/an et une alimentation depuis les basaltes de Dalha de
2.3millions de m3/an. Le débit d’exploitation actuel est de 11.1millions de m3/an. L’aquifère
basaltique de Djibouti a atteint une limite cruciale qui rend cette ressource vulnérable à une
dégradation irréversible de la qualité des eaux.
181

CONCLUSION GENERALE
Ce travail a porté sur l’étude de l’aquifère volcanique de Djibouti. C’est un aquifère formé par
des basaltes fracturés et des scories datés de 1 à 9Ma, intercalés de niveaux sédimentaires. Il
est localisé en zone côtière sous un climat semi-aride. Cet aquifère revêt une importance
capitale pour la ville de Djibouti qui exploite cette ressource à hauteur de 15Millions de
m 3 /an.
L’exploitation de cet aquifère a commencé en 1960 et s’est progressivement intensifiée.
Plusieurs études de prospections géophysiques, d’analyses chimiques et d’observations
hydrogéologiques ont permis d’avoir une connaissance globale de la circulation dans
l’aquifère.
Un Site Expérimental Hydrogéologique a été implanté dans cet aquifère pour conduire des
tests hydrauliques et analyser les comportements à l’échelle du SEH. Le site est constitué de
11 forages équidistants de 25 m et répartis sur un périmètre de 1 hectare.
Les forages et piézomètres de 36 à 53m de profondeurs réalisés sur le SEH ont montré une
coupe lithologique constituée d’alluvions et argiles de surface de 6 - 20m d’épaisseur puis de
20m de basaltes fracturés et 10m de scories et basaltes scoriacés. Le niveau scoriacé n’est pas
trouvé sur tous les forages avec la même puissance.
Les logs de conductivités électriques réalisés sur les forages du SEH ont montré un niveau
d’eau douce superficiel surmontant un niveau d’eau saumâtre séparés par une interface nette.
Tous les piézomètres du SEH n’ont cependant pas reconnus des eaux saumâtres.
Les eaux saumâtres se manifestent systématiquement sur un forage lorsque celui-ci a reconnu
un niveau scoriacé. Les eaux saumâtres circuleraient ainsi dans les scories.
En dehors du SEH, les eaux saumâtres sont rencontrées sur peu de forages de l’aquifère
(Naasley, Midgaoune2, Guelilé et HG).
Des instruments installés sur le SEH, ont permis de démontrer le rôle des crues de l’oued
Atar, à proximité du SEH, dans la recharge de l’aquifère.
Les slug-tests effectués sur les piézomètres qui captent les basaltes fracturés ont été
interprétés à l’aide des solutions de Hvorslev (1951) et Bouwer & Rice (1976). Des
perméabilités très faibles de l’ordre de 10 -8 m/s ont été obtenues.
Les pompages d’essais exécutés sur les forages qui captent les eaux salées des scories ont été
analysés par les modèles d’aquifère captif de Theis (1935), d’aquifère semi-captif avec
drainance de Hantush & Jacob (1955) et celui d’aquifère à double porosité de Moench (1984).
182

Des perméabilités très élevées de l’ordre de 10 -2 m/s on été obtenues. Au niveau du SEH, les
scories se comportent comme un milieu semi-captif avec une drainance à partir des basaltes,
conformément au modèle de Hantush-Jacob (1955).
Les analyses chimiques des eaux saumâtres et des eaux douces du SEH et des autres forages
de l’aquifère ont été entreprises.
Les résultats traités par des outils de classification statistique (ACP et AFC) ont montré trois
types d’eau : le type bicarbonaté correspond à des eaux douces, fraîchement rechargées,
relativement jeunes ; le type chloruré comprend les échantillons les plus salés ; le type sulfaté
regroupe des points d’eau intermédiaires en terme de salinité.
Le bicarbonate provient de la dissolution de calcites et est enrichi dans les nappes inféroflux.
Ce sont des nappes de sous-écoulements des cours d’eau superficiels participant à la recharge
de l’aquifère basaltique.
Le chlorure analysé dans ces eaux est d’origine marin. La salinité est acquise par une
intrusion marine et par un mélange avec les eaux saumâtres. Ces eaux saumâtres sont
d’origine marine mais elles ont évolué au contact de la roche.
Le sulfate n’est pas encore bien expliqué dans ces eaux, mais un contact prolongé avec des
sédiments intercalés dans les séries basaltiques pourrait enrichir ces eaux en sulfates. Cette
hypothèse est avancée pour expliquer les sulfates dans des aquifères du rift Ethiopien
(Kebede, 2007).
Un modèle numérique de l’aquifère de Djibouti a été construit en exploitant les connaissances
disponibles sur ce système et en formulant des hypothèses simples. Cet aquifère est très
hétérogène due à la fracturation et à l’altération des basaltes et aux intercalations des scories
et des sédiments. Ce modèle est un travail préliminaire qui permet de synthétiser les données
disponibles et de compléter les lacunes (champs de perméabilité, conditions aux limites,
relations avec les formations de Dalha et quantification du bilan de flux).
L’approche utilisée dans ce travail, basée la méthode des points pilotes combinée aux
fonctionnalités de paramétrisation non-linéaire et de régularisation du logiciel d’inversion
PEST, s’est avérée efficace pour traiter les fortes hétérogénéités de l’aquifère basaltique. Un
calage très satisfaisant du modèle a été obtenu.
Les résultats du modèle montrent que l’exploitation de cet aquifère a atteint une limite
cruciale. Augmenter le nombre de forages d’exploitation et leurs débits pourraient conduire à
une dégradation irréversible de sa ressource.
Des investigations supplémentaire sont nécessaires pour améliorer ce modèle et produire un
modèle 3D à densité variable afin d’intégrer l’intrusion marine et les eaux saumâtres.
183

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http://www.univ-poitiers.fr/
http://www.mawari.net/
http://www.cerd.dj/
200

ANNEXES
ANNEXE 1. LE RESEAU HYDROGRAPHIQUE DE LA REGION DE L’AQUIFERE
DE DJIBOUTI ............................................................................................................. 202
ANNEXE 2. REALISATION DES FORAGES ET PIEZOMETRES DU SEHA.......... 203
ANNEXE 3. IMPACT D’UNE CRUE DE L’OUED ATAR SUR LA NAPPE :
METHODES D’ANALYSE DE LA PROPAGATION D’ONDE........................... 205
ANNEXE 4. LES CHOCS HYDRAULIQUES : PRINCIPES ET METHODES
D’INTERPRETATION .............................................................................................. 208
201

ANNEXE 1. LE RESEAU HYDROGRAPHIQUE DE LA REGION DE L’AQUIFERE DE
DJIBOUTI
La direction principale Est-Ouest des cours d'eau est contrôlée par la fracturation. Tous les
cours d’eau de la zone étudiée sont non permanents (oueds) et donnent sur la mer. Ils drainent
quatre bassins versants d’inégale importance qui sont respectivement le bassin de l’oued
Ambouli, le bassin de l’oued Atar, le bassin de l’oued Damerjog et le bassin de l’oued Douda.
L’oued Ambouli est le plus grand émissaire de la zone côtière de Djibouti. Il prend naissance
dans la plaine de Ounda Bada à plus de 60 km de Djibouti, et draine un bassin de 589km².
L’oued Atar prend naissance au pied du massif de Gegagendo et draine sur plus de 50km de
long un bassin de 310 km². L’oued Douda draine un bassin de 100km² étroit et allongé qui
prend naissance au pied du mont Gâchan à 30 km de la côte. L’oued Damerjog draine un petit
bassin de 60 km², sur 15km de long entre la localité de Hared Djebiye et la côte. Les crues des
oueds participent à la recharge de la nappe d’eau souterraine (figure A1).
{
10 km
Bassin Atar
Bassin Ambouli
Figure A1 : Réseau hydrographique principal et bassins côtiers
Bassin Douda
Bassin Damerjog
202

ANNEXE 2. REALISATION DES FORAGES ET PIEZOMETRES DU SEHA
Les travaux de réalisation des forages ont commencé le 19 mars 2006 et se sont poursuivis
jusqu'au 3 mai 2006. Chaque forage a été réalisé par le procédé suivant :
• Foration en rotary à l'air en circulation directe au diamètre Ø15’’1/2 de 0 à 3 mètres de
profondeur.
• Mise en place d'un tube guide provisoire en acier diamètre 13"3/8 de 0 à 3 mètres.
• Fonçage au MFT à l'air avec injection de produits moussants au diamètre 10" de 3 m
jusqu’à la profondeur de forage souhaitée (45 à 53 m).
• Mise en place de la colonne de tubage en PVC Ø7’’11/l6 PL/CR (plein et crépiné)
selon le plan de tubage.
• Mise en place du massif filtrant (graviers tamisés) jusqu'à la hauteur de la margelle
• Opération d'air lift avec train de tige nu pendant deux heures.
• Mise en place des équipements électromécaniques (pompe et groupe) avec tubage
d’évacuation de 50 mètres pour l’essai par pompage.
• Réalisation d'une tête de forage diamètre 7"11/16 avec une dalle en béton de
dimensions 1,5 m x 1,5 m x 0,50 m.
• Fabrication d’un mini cabanon de protection, autour de la tête du puit sur la dalle. Les
dimensions de cette construction ouvrable sont de 0.7 m x 0.7 m x 1 m (figure A2).
A la date du 29 mars 2006, a démarré la construction d’un réseau de forages de petit diamètre
appelé Atar Mawari Piézomètre (AMP) selon le procédé suivant :
• mise en place de la sondeuse sur le point de sondage
• creusement du bac à boue
• mise à niveau de la sondeuse
• carottage à un diamètre de 3 ½" de 0 à 3 m de profondeur
• mise en place du tube guide en acier de 3" et cimentation
• carottage jusqu'à la profondeur souhaitée, intercalé de courtes périodes de récupération
de la carotte.
• mise en place de la colonne de tubage PVC 2" PL/CR (plein et crépiné) conformément
au schéma de tubage.
• nettoyage du puits par injection d’eau
• réalisation d’un dalle de tête de puit de 1,5 m x 1,5 m x 0,5 m.
203

• fabrication d’un mini cabanon de protection, autour de la tête du puits sur la dalle. Les
dimensions de cette construction ouvrable sont de 0.7 m x 0.7 m x 1 m.
Figure A2 : Construction de protection typique des forages et des piézomètres du SEHA
204

ANNEXE 3. IMPACT D’UNE CRUE DE L’OUED ATAR SUR LA NAPPE : METHODES
D’ANALYSE DE LA PROPAGATION D’ONDE.
Lorsqu’un aquifère rencontre un oued, un lac ou la mer, dans lesquels des variations
périodiques interviennent, généralement des fluctuations périodiques sont observées sur le
niveau piézométrique de l’aquifère. Si l’on dispose d’enregistrements continues et simultanés
des fluctuations pour montrer les variations dans le cours d’eau et les fluctuations induites
dans l’aquifère, ces données peuvent servir de base pour déterminer la diffusivité de l’aquifère
(Ferris, 1951).
A3.1. Propagation d’onde piézométrique
A notre connaissance, c’est Boussinesq (1877) qui, le premier, proposa une formulation
mathématique pour le déplacement d’ondes piézométriques dans une nappe en relation avec
un plan d’eau libre.
Ce phénomène a été repris et développé par Ferris (1951).
Pour un aquifère captif semi-infini en relation avec un plan d’eau, l’équation de diffusivité
hydraulique s’écrit:
∂ ² h(
x,
t)
S ∂h(
x,
t)
=
(1)
∂x²
T ∂t
avec S = coefficient d’emmagasinement (sans dimension); T = transmissivité [L 2 /T]; et
h(x,t)= charge piézométrique [L] au temps t et à la distance x de l’oued ; T/S=diffusivité
[L 2 /T].
La solution, h(x, t), est fonction des conditions aux limites. La littérature spécialisée fournit
deux approches différentes pour la résolution de cette équation suivant que l’évolution du plan
d’eau dans le temps, donc h(0,t), peut être assimilée ou non à une loi sinusoïdale. Rappelons
très brièvement les deux types de solutions proposés.
Évolution sinusoidale
Les conditions aux limites s’expriment par:
h(0,t) = h 0 sin (2πt/t 0 ) (2)
h(∞,t) = 0 (3)
avec h0 = demi-amplitude de la crue à t=0 [L] ; et t0 = période de fluctuation [T].
En faisant les hypothèses suivantes: (1) aquifère captif semi-infini communiquant sur toute
sa hauteur avec le plan d’eau; (2) aquifère homogène et d’épaisseur constante; et (3) limite
rectiligne entre plan d’eau et aquifère, la solution de l’équation de diffusivité est de la forme:
205

h(x,t) = h 0 e -X
sin(τ − X) (4)
avec X = x/x 0 = distance réduite; τ = 2πt/t 0 = temps réduit; et x 0 = (Tt o /Sπ) 1/2
.
Cette solution indique que la surface piézométrique varie sinusoïdalement avec un déphasage:
φ B = t 0 X/2π [T]. (5)
De Cazenove (1971), dans une étude très détaillée, donne d’autres solutions, en considérant
diverses hypothèses (aquifère limité, ou illimité, s’étendant ou non sous le plan d’eau), et en
prenant notamment en compte le phénomène de drainance.
Dans le cas d’un aquifère semi-captif en communication directe avec le plan d’eau, l’équation
de la diffusivité et sa solution sont de la forme suivante:
2
∂²
h ∂h
x0
− 2 = h
∂X
² ∂τ
B
avec ρ paramètre différent de zéro et liée à B ; B = facteur de drainance [L]
ρ 2
− 1/ρ 2 2
= x0 /B 2
Évolution de forme quelconque
La résolution de l’équation fondamentale est obtenue, ici, par application du calcul
opérationnel (double transformation de Carson−Laplace).
Pour les conditions aux limites suivantes (cas de l’échelon):
h(x,t) = 0, pour t < 0
h(x,t) = h 0 , pour t ≥ 0
on obtient:
h(x,t)=h 0 erfc u (8)
avec
x S 1
u = et
2 T t
∫ − 2
erfc u = 1−
e
π
u
0
x² dx
(6)
(7)
(9) et (10)
En substituant à la courbe d’évolution, un nombre d’échelons, défini suivant un certain pas
de temps, et en appliquant le théorème de superposition, la solution élémentaire précédente
peut aisément être étendue à tous les cas. La solution générale h(x,t) devient alors:
( x,
t)
= h erfcu
+ ∑ ∆hi
erfcu
i
(11)
h 0
avec
i
206

∆h i = h i − h i − 1 (12); ∆t = ti − t i − 1 (13);
u
i
x
=
2
S
T
1
t − t
∆h i variation piézométrique durant l’intervalle de temps ∆t ; erfc u fonction d’erreur
complémentaire de l’argument u.
Ces méthodes sont appliquées par différents auteurs pour le calcul de S et T, en milieu
fissuré, Garnier et Clarion (1967), ou en milieu poreux, Marino (1973), Peaudecerf (1973),
Speelman et Ryckborst (1976), Degallier (1978), Razack et al. (1980), Drogue et Razack
(1984). Certains traitent de l’impact des fluctuations de la hauteur d’eau dans un fleuve sur la
piézométrie de la nappe observée dans les puits voisins, Feulner (1961).
Les études sur les ondes de marées et leur impact sur les nappes souterraines sont
nombreuses. Beaucoup sont limitées à la zone côtières et à l’impact de la marée sur l’interface
marin (Nielsen, 1989; Gourlay, 1992; Turner et al., 1997; Li et al., 2004) et peu sur les
variations piézométriques générales de la nappe souterraine (Rotzoll et El-Kadi, 2008).
Aucune publication n’a pu être trouvée dans les ressources bibliographiques explorées sur
l’estimation de paramètre hydrodynamique basée sur l’analyse de la propagation d’onde
piézométrique sous l’impact des crues temporaires d’un oued.
A3.2. Présentation des données
Les données utilisées correspondent aux enregistrements des hauteurs des crues de l’oued
Atar et de la chronique piézométrique sur le forage AM3 durant une période de 400 jours
(figure A3). L’évolution du signal, constitué par la crue n’est pas de forme sinusoïdale. La
double transformation de Carson-Laplace sera utilisée pour résoudre l’équation de
propagation.
Profondeur de la nappe (m)
22/10/06 11/11/06
Date s
01/12/06 21/12/06 10/01/07
28.4
28.5
28.6
28.7
28.8
28.9
29
29.1
29.2
Crues de l'oued
Atar
Figure A3 : chronique des crues de l’oued Atar et de la piézométrie sur le forage AM3 du SEH
AM3
i
0
1
2
3
4
5
6
Distance Radar-Oued (m)
(14)
207

ANNEXE 4. LES CHOCS HYDRAULIQUES : PRINCIPES ET METHODES
D’INTERPRETATION
A4.1. Principe des chocs hydrauliques
Il existe plusieurs types d’essais, classés par domaine de perméabilité de l’aquifère. L'essai
Lefranc est utilisé pour les terrains très perméables (perméabilité de l'ordre de 1.10 -3 à 1.10 -5
m/s). On l'utilise classiquement pour mesurer la perméabilité d'interstices des roches meubles
(Cambefort, 1966 ; Cassan, 1980). Il consiste à injecter en continu de l’eau dans un puits. Le
débit doit rester constant au cours de l'essai. Le but est d'arriver à obtenir une stabilisation du
niveau d'eau dans le sondage à une côte donnée. En pratique une stabilisation de ce niveau
pendant 10 minutes permet de dire que le palier est obtenu. Les mesures de débits pour
différents paliers permettent de tracer une courbe Q = f(h) et de calculer le coefficient de
perméabilité K.
L'essai Lugeon est plutôt réservé pour les terrains de perméabilité moyenne à faible
(perméabilité de l'ordre de 1.10 -5 à 1.10 -8 m/s). La méthode Lugeon est utilisée pour mesurer
la perméabilité de fissures dans les roches compactes à faible perméabilité intergranulaire
mais dotées d'une perméabilité de fissure (Cambefort, 1966 ; Cassan, 1980). Il consiste à
injecter de l'eau dans un forage sous différents paliers de pression, pendant un temps constant
afin de déduire la perméabilité de la formation géologique. Le résultat de l’essai Lugeon se
traduit par un paramètre d’absorption d’eau qui s’exprime en unité Lugeon. Une unité
LUGEON est le débit moyen injecté sous une pression de 1 MPa, exprimé en litres par
minutes, et ramené à un mètre de forage.
Une autre catégorie d'essais est utilisée pour déterminer les très faibles perméabilités. On
utilise des essais dérivés de ceux utilisés par les pétroliers : le "slug-test". La différence
essentielle avec les essais Lefranc et Lugeon est que l'on exploite la phase transitoire de la
remise à l'équilibre de la nappe dans le slug test.
Les slug-tests sont, sans conteste, les plus largement utilisés pour la caractérisation des
aquifères parce qu’ils sont relativement faciles à réaliser et nécessitent des équipements
modestes (Butler, 1998). C’est un moyen rapide et économique d’obtenir une variation du
niveau de la nappe dans un puits et de déterminer la conductivité hydraulique au voisinage du
puits testé (Yeh et Chen, 2007). Le slug-test, aussi nommé "essai d'injection-relaxation",
(Sageev, 1986 ; Karasaki et al., 1988 ; Novakowski, 1989) consiste à modifier soudainement
la charge hydraulique total dans le puits en injectant ou retirant un volume d’eau et à mesurer
la remontée ou la baisse (relaxation) de la charge en fonction du temps jusqu’au retour à un
état d’équilibre (Svenson et al., 2007). Les paramètres de l’aquifère sont quantifiés en ajustant
208

les données du slug test à une solution mathématique appropriée ou un graphique type.
Plusieurs modèles mathématiques d’interprétation de slug-tests existent dans la littérature et
quelques logiciels tels que AQTESOLV (Duffield, 2002) et AQUIFERTEST (Röhrich and
Waterloo Hydrogeologic, 2002) ont été développés pour l’analyse des slug-tests.
Pour un puits particulier, une configuration de l’aquifère et une condition du slug test, on
choisit le modèle mathématique approprié pour l’estimation des paramètres de l’aquifère.
A4.2. Méthodes d’interprétation des slug-tests
Dans la littérature, il existe plusieurs modèles d’interprétation des slug-tests en passant des
théories les plus simples décrivant la partie linéaire de la courbe de relaxation, sur-amortie
(Hvorslev, 1951 ; Cooper et al., 1967 ; Bouwer et Rice, 1976) ou non amortie (Krauss, 1977 ;
Van der Kamp, 1976). D’autres décrivent la partie non linéaire (Kipp, 1985 ; Kabala et al.,
1985 ; Stone et Clarke, 1993 ; Zlotnik and McGuire, 1998 ; McElwee and Zenner, 1998) et
d’autres encore tentent de décrire l’ensemble de la courbe de réponse au slug test (Kipp,
1985 ; Springer et Gelhar, 1991).
Lors d’un slug test, la proportion de l’aquifère mobilisée pour le calcul de K est limitée à un
petit cylindre autour du puits. La vitesse de changement du niveau d’eau est fonction de la
conductivité hydraulique, de la formation aquifère et de la géométrie du puits ou de
l’épaisseur mobilisée. La conductivité hydraulique déterminée par slug test n’est
représentative que d’une aire restreinte autour du puits. Cependant en réalisant des séries de
tests dans des puits à différentes profondeurs d’investigation et réparties sur un espace donné,
des informations intéressantes peuvent être obtenues sur la variation horizontale et verticale
des propriétés hydrauliques du site (Butler, 1998).
Les slug-tests sont communément utilisés en milieu de faible perméabilité. Les slug-tests sont
faciles à conduire sur le terrain et souvent nécessitent seulement des procédures d’analyses et
d’interprétation mathématique simple (Mace, 1999).
Dans ce travail deux méthodes d’interprétation ont été utilisées, la méthode de Hvorslev
(1951) et la méthode de Bouwer and Rice (1976). Ces méthodes sont largement utilisées pour
l’estimation de la conductivité hydraulique (K) des aquifères.
La méthode de Hvorslev (1951), a été développée pour les puits à pénétration totale ou
partielle (en fonction du facteur de forme utilisé) dans un aquifère captif, homogène et
isotrope.
La méthode de Hvorslev (1951) s’applique selon les hypothèses suivantes:
• Aquifère non semi-captif et d’extension apparemment infini
209

• Aquifère homogène, isotrope d’épaisseur constante
• La piézométrie est horizontale avant le début du test
• L’injection, ou ponction, instantanée d’un volume d’eau provoque un changement
instantané de la hauteur d’eau
• L'inertie de la colonne d'eau et les pertes non linéaires dans le puits sont négligeables
• Pénétration totale ou partielle du puits
• Le diamètre du puits est supposé négligeable face à l’épaisseur de l’aquifère
• L’écoulement est horizontal autour du puits.
Concernant le slug test, le débit d’apport, q , au piézomètre à tout moment, t , est
proportionnel à la conductivité hydraulique, K, du terrain et de la différence de charge H − h ,
ainsi :
2
q( t)
= π r dh dt = FK(
H − h)
(15)
où r est le rayon effectif du puits [L]
F (shape factor) est un facteur dépendant de la forme et dimension du
piézomètre (sans dimension)
q débit injecté [L 3 T -1 ]
H charge initiale [L]
h charge instantanée [L]
K conductivité hydraulique [LT -1 ]
Hvorslev (1951) a définit le temps T0 (retard) correspondant au délai nécessaire pour la
dissipation de 37% du changement de pression initial induit par l’injection (figure A4-I). T0
est déterminée graphiquement sur le diagramme semi-log du recouvrement relatif par rapport
au temps de recouvrement (Hvorslev, 1951 ; Freeze et Cherry, 1979). Les données de terrain
sont projetées sous forme log ( ht h0
T0 est lu sur l’axe X lorsque Y = ( ht h0
où :
T
0
) sur l’axe par rapport au temps sur l’axe X. La valeur de
) = 0.37.
2
= πr
FK
(16)
T0 retard [T]
Par substitution de l’équation (16) dans l’équation (15) on obtient la solution suivante :
210

⎛ ht
⎞
πr²
⎜
⎜ln
h ⎟
0
K =
⎝ ⎠
FT
0
h t déplacement relatif du niveau d’eau en fonction du temps [L]
h position initiale du niveau d’eau dans le puits [L]
0
La méthode de Hvorslev (1951) permet d’utiliser différents facteurs de forme qui s’appliquent
pour différentes géométries de puits et de types d’aquifère. Le facteur de forme correspondant
à la géométrie la plus communément rencontrée, décrit l’aire d’influence du puits testé
comme un ellipsoide (Dachler, 1936, cité par Hvorslev, 1951) et représente un puits à
pénétration partielle dans un aquifère d’extension infinie. Son expression est :
(17)
2πL
F = (18)
ln( L R)
F facteur de forme (sans dimension)
L longueur crépiné du forage [L]
R rayon du forage [L]
Hvorslev a estimé F pour la configuration ellipsoïde de puits (Dachler, 1936), qui peut être
appliquée lorsque la longueur du puits est plus de huit fois plus grande que le rayon du puits.
Dans ce cas, la solution générale appliquée pour la détermination de la conductivité
hydraulique K est la suivante:
où :
r²
ln( L R)
K = lorsque L/R>8 (19)
2LT
0
K conductivité hydraulique [LT-1]
L longueur crépiné du forage [L]
R rayon du forage [L]
r rayon du tubage [L]
211

Figure A4-I : Schéma illustratif d’une configuration géométrique et hydrogéologique d’un puits à
pénétration partielle et en nappe captive.
La méthode de Bouwer and Rice (1976) considère une pénétration totale ou partielle du puits
dans un aquifère libre homogène, isotrope et incompressible. Basée sur l’hypothèse
d’écoulement permanent, cette méthode est appliquée aux aquifères libres (Brown et al.,
1995). Toutefois la méthode peut être utilisée sous certaine conditions pour les aquifères
captifs (Bouwer, 1989) et semi-captifs (Kruseman et De Ridder, 1990). La méthode de
Bouwer et Rice, (1976), peut être appliquée lorsque la longueur crépiné du puits L, divisée par
le rayon du puits R est supérieur à 4.
La solution de Bouwer-Rice assume les hypothèses suivantes :
• Aquifère non semi-captif et d’extension apparemment infini
• Aquifère homogène, isotrope d’épaisseur constante
• La piézométrie est horizontale avant le début du test
• L’injection, ou ponction, instantanée d’un volume d’eau provoque un changement
instantané de la hauteur d’eau
• L'inertie de la colonne d'eau et les pertes non linéaires dans le puits sont négligeables
• Pénétration totale ou partielle du puits
• L’emmagasinement du puits non négligeable est pris en compte
• L’écoulement vers le puits est en régime permanent
Bouwer-Rice (1976) ont développé l’équation suivante pour la conductivité hydraulique :
Rcont
r²
ln( )
1 h0
K =
R
⋅ ⋅ ln( )
(20)
2L
t h
t
h0 ht NS
2r
r
2RR
L
b
212

où :
r rayon du tubage [L]
R rayon du forage mesuré du centre du puits jusqu’à la partie intacte de la
formation aquifère [L]
Rcont distance radiale de contribution au-dessus duquel la différence de
charge, h0, est dissipée dans la couche aquifère [L]
L longueur crépiné du puits [L]
ht déplacement du niveau d’eau en fonction du temps [L]
position initiale du niveau d’eau dans le puits en début de relaxation [L]
h0
Comme le rayon d’impact Rcont est rarement connu, Bouwer-Rice ont développé une courbe
empirique pour tenir compte de ce rayon à travers trois coefficients (A, B, C) qui dépendent
tous du rapport L/R. (A) et (B) sont utilisés pour les puits à pénétration partielle et le
coefficient (C) pour les puits à pénétration totale.
A4.3. Méthode d’interprétation des essais par pompages : solution de Theis (1935) et de
Hantush-Jacob (1955).
L'équation du régime transitoire, ou solution de Theis (1935), provient de l'analogie entre
l'écoulement souterrain et la conduction de la chaleur, et s'écrit :
∞ −u
Q e du Q
s = ∫ = W ( u)
4πT u 4πT
u
Dans laquelle
r²
S
u =
4Tt
(22)
s rabattement [L]
Q débit de pompage en [L 3 T -1 ]
S coefficient d’emmagasinement (sans dimension)
T transmissivité en [L 2 T -1 ]
t temps depuis le début du pompage [T]
r distance du puits au point d’observation [L]
W(u) fonction exponentielle intégrale, appelée « fonction de puits de Theis »
ou « fonction de Theis » (Jahnke et Embde, 1945).
La plupart des aquifères captifs ne sont pas complètement isolés des sources de recharge
verticale. Les niveaux moins perméables, aussi bien en haut ou en bas de l’aquifère peuvent
(21)
213

drainer de l’eau dans l’aquifère sous certaines conditions de pompage. Hantush et Jacob
(1955) ont développé une solution pour interpréter des pompages d’essais en aquifère semicaptif
et en écoulement transitoire. La figure A4-II représente un schéma du modèle
d’aquifère semi-captif. La solution de Hantush-Jacob (1955) pour un écoulement radial
s’écrit:
∞
∫
u
Q l r²
s = exp( −u
− ) du
4πT
u 4B²
u
qui s’écrit aussi sous forme :
Q ⎛ r
s = W ⎜u,
4πT
⎝ B
où :
⎞
⎟
⎠
W(u,r/B) fonction de puits source (Freeze and Cherry, 1979).
s rabattement [L]
B facteur de drainance [L]
T transmissivité de l’aquifère [L 2 T -1 ]
Q débit [L 3 T -1 ]
r distance au puits [L]
La fonction de puits dépend de u et de r/B, qui sont définis comme :
r²
S
u =
4Tt
(25)
r
= r
B
où :
K'
Kbb'
(26)
t temps de pompage [L]
(23)
(24)
S coefficient d’emmagasinement (sans dimension)
K' conductivité hydraulique verticale du niveau semi-perméable [LT -1 ]
K conductivité hydraulique de l’aquifère [LT -1 ]
b' épaisseur du niveau semi-perméable [L]
b épaisseur de l’aquifère [L]
Le facteur de drainance B et la résistance hydraulique c sont définis comme:
B = Kbc [L] (27)
214

'
c =
K'
[T] (28)
Si K’=0 (aquitard imperméable), alors r/B=0 et la solution se réduit à une solution de Theis en
système captif.
La solution de Hantush-Jacob (1955) s’applique selon les hypothèses suivantes:
- l’aquifère est perméable et d’extension infinie ;
- l’aquifère et la couche semi-perméable sont homogènes, isotropes, d’épaisseur
constante ;
- la surface piézométrique est horizontale avant le pompage ;
- le puits est pompé à débit constant ;
- le puits pénètre totalement l’épaisseur de l’aquifère ;
- le diamètre du puits est petit et l’emmagasinement dans le puits est faible ;
- la drainance est verticale et proportionnelle au rabattement ;
- l’écoulement est non permanent.
couche semi-perméable b’ K’
aquifère
niveau statique niveau dynamique
couche imperméable
Figure A4-II : Schéma conceptuel d’un aquifère semi-captif
r
h
b
K
h0
215