Ce travail a bénéficié d’un financement dans le cadre du projet Ziban-3C (Zone des Chotts : Imagerie, Géomorphologie, Hydrogéologie de Biskra et de ses Agrosystèmes en Contexte de Changement Climatique) 2021-2023 du PHC Tassili, responsable : J.P. Deroin.
1Dans les Zibans, retombée sud de l’Atlas saharien en Algérie, l’agriculture oasienne est confrontée à des problèmes de productivité mais surtout de durabilité, conditionnée par la préservation des sols. En effet, cette agriculture nécessite un apport en eau total qui, compte tenu de l’aridité du climat, repose essentiellement, pour ne pas dire uniquement, sur l’exploitation des ressources en eau souterraine de forte salinité. Cela entraine une dégradation des espaces cultivés, qu’il s’agisse d’une agriculture « traditionnelle » (maraichages et phœniciculture) irriguée par des séguias – alimentées de nos jours par des forages profonds se substituant aux puits d’antan qui sollicitaient les nappes superficielles – ou d’une agriculture irriguée par pivot central (céréales) et puisant dans les nappes profondes. Dans la plaine d’El Outaya (fig. 1), Brinis et al. (2009) et Brinis et Boudoukha (2011, 2013) ont souligné la détérioration de la qualité des rares eaux pluviales et de crues, liée à la lithologie de l’aquifère mio-pliocène vers lequel elles s’infiltrent, aquifère principalement sollicité pour l’irrigation. Par ailleurs, Haouchine (2010) et Haouchine et al. (2010) se sont interrogés sur la pérennité de cette ressource en eau en tentant d’évaluer le taux de recharge potentiel des nappes. Dans le cadre d’une réflexion sur le développement d’une agriculture irriguée (en terme de faisabilité et de pérennité), nous nous interrogeons sur les conditions naturelles globales de la plaine d’El Outaya au prisme de la géomorphologie, partant du principe que la morphostructure détermine le fonctionnement hydrogéologique et les ressources en eau, et que les formations superficielles déterminent les conditions de surface et le devenir de cette eau. Ces prolégomènes nous conduisent donc à présenter le contexte morphostructural et bioclimatique de la plaine, à analyser son modelé ainsi que les paramètres géochimiques des eaux souterraines utilisées pour irriguer, et enfin la nature et l’évolution des « sols » irrigués – ou irrigables.
Fig. 1 – Localisation et site de la plaine d’El Outaya.
Fig. 1 – Location and site of the El Outaya plain.
1- limite de la plaine d’El Outaya, 2- oued.
1- edge of the El Outaya plain, 2- wadi.
2Afin de cerner les conditions environnementales en termes de potentiel et de limites et, partant, d’établir les conditions d’une agriculture irriguée – telle que celle pratiquée sur les parcelles de la ferme Driss Amor en rive droite de l’O. Biskra (fig. 1) – il est nécessaire de cerner le fonctionnement de la plaine d’El Outaya. L’analyse s’appuie (i) sur une description géomorphologique du bassin ; (ii) sur des données granulométriques (granulométrie à diffraction laser), minéralogiques (diffractométrie RX) et géochimiques (spectrométrie de fluorescence des rayons X) des formations superficielles et des sols prélevés le long d’une toposéquence ; (iii) sur les paramètres physico-chimiques des eaux d’irrigation de la ferme Driss Amor, analysées par ICP-AES (spectrométrie d'émission atomique – plasma à couplage inductif) ; (iv) sur un bilan bibliographique de l’hydrogéologie du secteur ; (v) sur une analyse des états de surface et de l’occupation des sols à partir d’images satellites ainsi que du modelé sur le terrain, conduisant à une cartographie géomorphologique de la plaine. Une cartographie des nappages sableux a également été réalisée à partir d’images multi spectrales à haute résolution Sentinel-2B acquises le 20 janvier 2025. Les deux scènes utilisées sont des produits de niveau 2A (images de réflectance de surface corrigées atmosphériquement et ortho-rectifiées ; Drusch et al., 2012) permettant de calculer l’Indice Normalisé de Différence Amélioré pour le Sable (NDESI : Normalized Difference Enhanced Sand Index ; Marzouki et Dridri, 2022) selon la formule :
3où ρBand i est la réflectance relative dans la bande i, soit B2 : Blue (490 nm), B7 : Vegetation Red Edge (783 nm), B11: Short-Wave Infra Red 1 (1610 nm), B12: Short-Wave Infra Red 2 (2190 nm). Les résultats ont été validés visuellement à l’aide d’une image PlanetScope à haute résolution (3 m) ainsi que sur le terrain.
4La plaine d’El Outaya (34°54’N-5°24’E), bassin intramontagnard du flanc sud de l’Atlas saharien, s’étend d’est en ouest sur 55 km et du nord au sud sur 25 km (fig. 1). Située à l’extrémité SO des Aurès, elle est séparée de la plateforme saharienne par les monts des Zibans s.s. (qui s’étendent du djebel El Ksoum au djebel Bou Rhezal ; fig. 1, 2).
5La plaine se loge entre deux chaînons orientés NE-SO, les djebels Mechérit et Moddiane au nord (culminant à 673 m) et le djebel Bou Rhezal au sud (463 m), qui se rejoignent en boucle vers l’ouest (au djebel El Ksoum, 1087 m) pour former les monts des Zibans (s.l.). Elle constitue une cuvette « presque » fermée qui s’abaisse de 270 m à 190 m du nord au sud avec un point bas situé à Bled Selga (180 m) (fig. 1, 2). Le réseau hydrographique converge vers la plaine depuis le nord (O. Biskra et O. Salsou) et le nord-est (O. Branis, affluent de rive gauche de l’Oued Biskra). Les deux oueds débouchant de gorges profondes (O. Biskra par le NE et O. Salsou par le NO) ont construit de vastes cônes alluviaux sensibles dans la topographie jusqu’à la cote 210 m. L’O. Biskra incise de quelques mètres ses propres alluvions et quitte la plaine d’El Outaya par le sud-est. Il est rejoint en rive gauche par les oueds descendants des Aurès (O. bou Gatou et Branis notamment) et franchit, quelques kilomètres au nord de Biskra, les derniers reliefs atlasiens par une percée (168 m) située à l’extrémité est de la crête du djebel Bou Rhezal (fig. 1). Le couvert végétal de la plaine, de type steppique, est très ouvert et l’utilisation des sols, en dehors de l’agglomération d’El Outaya, est pastorale et agricole – palmeraie, céréaliculture et maraichage (parfois hors-sol). Les deux cônes alluviaux sont inégalement occupés par des parcelles cultivées rectangulaires irriguées par gravité, de même que la bordure sud de Bled Selga et le bas du versant nord du djebel Bou Rhezal. Les parcelles circulaires de la ferme Driss Amor, irriguées par pivot central occupent la partie médiane du cône alluvial de l’oued Biskra.
Fig. 2 – Topographie et hydrographie de la plaine d’El Outaya.
Fig. 2 – Topography and hydrography of the El Outaya plain.
1- 190-205 m, 2- 205-220 m, 3- 220-240 m, 4- 240-290 m, 5- 290-365 m, 6- 365-445 m, 7- > 445 m, 8- oued, 9- courbe de niveau (équidistance : 30 m), 10- trait de coupe (voir fig. 3).
1- 190-205 m, 2- 205-220 m, 3- 220-240 m, 4- 240-290 m, 5- 290-365 m, 6- 365-445 m, 7- > 445 m, 8- wadi, 9- contour line (interval : 30 m), 10- cross section (see fig. 3).
6En bordure sud de l’Atlas saharien (Lafitte, 1939a, b ; Guiraud, 1975), la plaine d’El Outaya, dans son ensemble, se cale sur un large synclinal orienté ENE-OSO, affecté d’une ondulation secondaire anticlinale et encadré par deux étroits chaînons anticlinaux (fig. 3). Le plissement, isopaque, affecte une série sédimentaire concordante constituée de calcaires massifs et de marnes dont les terrains les plus anciens – visibles à l’affleurement – sont d’âge cénomanien et les plus récents d’âge éocène. La phase compressive éocène donne des reliefs encore modestes remblayés par des formations détritiques argileuses miocènes discordantes, lesquelles sont préservées dans le fond synclinal et recouvertes à leur tour par celles du Pliocène, discordantes également et plus grossières (poudingue). Une compression tardive (Pléistocène inférieur) accompagnée d’une surrection donne au relief son volume actuel. L’ensemble, délimité au sud par la flexure saharienne (monts des Zibans s.s.), est encadré à l’est par la géosuture Hodna-Aurès (à la fois décrochement dextre d’orientation SE-NO et faille normale contribuant à affaisser la plaine) et à l’ouest par le djebel El Ksoum, également calé sur la flexure saharienne.
Fig. 3 – Structure et hydrogéologie de la plaine d’El Outaya (en partie d’après Gouskov, 1955, modifié). Localisation des traits de coupe A et B sur la Figure 2. L’épaisseur du Quaternaire a été exagérée.
Fig. 3 – Structure and hydrogeology of El Outaya plain (partly based on Gouskov, 1955, modified), location of cross-sections A and B on Figure 2. The thickness of the Quaternary has been exaggerated.
1- alluvions sablo-argilo-graveleuses, dunes (Quaternaire), 2- poudingue, argile, sable (Pliocène), 3- argile, gypse (Miocène), 4- gypse, argile, marne (Eocène moyen), 5- calcaire (Eocène inférieur), 6- calcaire (Maestrichtien et Campanien), 7- argile, gypse, sel (Santonien et Coniacien), 8- dolomie, calcaire (Turonien), 9- marne, gypse (Cénomanien).
1- sandy-clay-gravel alluvium, dunes (Quaternary), 2- conglomerate, clay, sand (Pliocene), 3- clay, gypsum (Miocene), 4- Gypsum, clay, marl (middle Eocene), 5- limestone (lower Eocene), 6- limestone (Maestrichtian and Campanian), 7- clay, gypsum, salt (Santonian and Coniacian), 8- dolomite, chalk (Turonian), 9- marl, gypsum (Cenomanian).
7La tangente au sommet des reliefs anticlinaux signale une surface d’aplanissement (d’âge oligocène), les chaînons s’apparentent donc à des crêtes appalachiennes dont l’altitude, décroissante vers le sud, traduit le soulèvement dissymétrique de l’Atlas saharien pendant les phases tecto-orogéniques mio-pliocènes ayant donné au réseau hydrographique – surimposé – sa configuration actuelle. Ainsi, les gorges recoupant perpendiculairement les crêtes sont des cluses épigéniques orientées globalement nord-sud (fig. 1). Le relief d’ensemble est donc conforme à la structure et de type para-appalachien (Birot, 1958) : les chaînons encadrant la plaine (djebel Moddiane et Mechérit au nord, mont des Zibans, djebel Tenia et Bou Rhezal au sud) sont des monts dérivés et la plaine d’El Outaya se loge dans un val.
8Au Quaternaire, la succession d’arides et de pluviaux au Maghreb (Rognon, 1987) a contribué, dans les secteurs tardivement soulevés de la région, à la constitution de glacis étagés tels que les cinq niveaux décrits par Davie et Marre (1977) dans la combe de Faïdjet el Hammam, sur le versant sud-est du djebel Bou Rhezal (fig. 1). Au contraire, dans la plaine d’El Outaya, subsidente, les pluviaux sont à l’origine de remblaiements essentiellement alluviaux (cailloutis, graviers et sables des oueds Salsou et Biskra) dont l’épaisseur n’excède d’ailleurs pas quelques dizaines de mètres (Haouchine, 2010) et qui se raccordent à la cuvette fermée de Bled Selga. Cette faible épaisseur des dépôts quaternaires s’explique en partie par le fait que l’endoréisme strict a cessé avec la capture de l’O. Biskra par l’O. Branis (fig. 1, 2). Cette mutation du réseau hydrographique remonterait au Pléistocène moyen (Ballais, 1981), âge probable du glacis intermédiaire (le troisième d’une série de cinq) du versant sud-est du djebel Bou Rhezal qui se raccorde au cône alluvial à galets allochtones (c’est-à-dire issus des reliefs de l’arrière-pays) de l’O. Biskra en aval de sa confluence avec l’O. Branis (fig. 4), comme l’ont observé Davie et Marre (1977). Au total, dans la plaine d’El Outaya, les apports alluviaux quaternaires des oueds Salsou et Biskra, conditionnés par les phases pluviales, sont relativement réduits : ils recouvrent presqu’entièrement la surface de la plaine, mais ne constituent souvent qu’un voile et ne bénéficient plus des apports solides de l’oued Biskra. Ce sont les terrains utilisés par l’agriculture.
9Les données climatiques de la période 1976-2008 montrent un total annuel moyen de précipitations de 156 mm, avec des années extrêmes totalisant 31,9 mm (1993) et 407,1 mm (2009). La température moyenne annuelle de 21,7 °C conduit à une évapotranspiration potentielle de 1124,1 mm (formule de Thornthwaite). L’humidité relative approche 60 % en décembre et passe sous 30 % en juillet. La période de novembre à février enregistre la plus grande occurrence de vents dépassant 40 km/h et orientés NO. Le climat se définit comme aride désertique chaud, Bwh de la classification de Köppen-Geiger (Beck et al., 2018). Le régime hydrologique de type désertique se caractérise par l’absence de saison de crues, cependant des crues annuelles ou bisannuelles peuvent être déclenchées par des pluies exceptionnelles orageuses de « saison sèche », c’est-à-dire de juin à août (tab.1).
Tab. 1 – Statistiques climatiques (1976-2008, station météorologique de Biskra).
Tab. 1 – Climate statistics (1976-2008, Biskra weather station).
T : température, P : précipitation, ETP : évapotranspiration potentielle, Hr : humidité relative.
N.B. : en dehors de cette série continue, quelques valeurs ponctuelles sont disponibles.
T: temperature, P: precipitation, ETP: potential evapotranspiration, Hr: relative humidity.
N.B: in addition to this time series, some one-off data are available.
10Les zones irriguées par les eaux de forage, soit moins de 20 % de la surface de la plaine, sont vouées au maraichage, à la céréaliculture ou aux cultures permanentes (parcelles sombres, rectangulaires ou circulaires ; fig. 1). Ailleurs, la végétation steppique se limite à quelques herbes halophiles (secteur de Bled Selga ; fig. 1) et à des buissons épineux sur les surfaces dites de parcours saharien (espaces pastoraux). Le paysage est donc essentiellement minéral sur 80 % de la surface de la plaine (BNEDER, 2005).
11L’analyse du modelé a été faite à partir de levés de terrain reportés sur un MNT (fig. 4). La plaine d’El Outaya présente trois types de modelés : (i) des glacis d’ablation et des glacis couverts qui se forment à partir des versants des chaînons calcaires et marno-calcaires et débordent peu sur la plaine ; (ii) des cônes d’épandages alluviaux associés aux débouchés d’oueds issus du djebel Moddiane ou traversant le djebel par des cluses profondes et se prolongeant vers le fond endoréique de la plaine occupé par une garaa – forme d’accumulation liée à un ruissellement diffus correspondant à la dégradation d’un lit d’oued et où domine une sédimentation fine et une salinisation modérée (Conseil International de la langue française, 1979) ; (iii) un modelé éolien, essentiellement de transit sur les cônes alluviaux de l’ouest de la plaine, et plus ou moins entravé sur le versant nord du djebel Bou Rhezal et du djebel Tenia. L’ensemble de ces formations contribue au remplissage quaternaire de la dépression fermée dont le point le plus bas se situe à Bled Selga. Compte tenu de la dynamique subsidente de la plaine, la morphogenèse quaternaire ne donne lieu à aucun étagement (comme on en observe avec le système de glacis du versant sud du djebel Bou Rhezal) ni emboitement de formes.
12Les glacis colluviaux plus ou moins couverts s’observent donc au pied de tous les versants des chaînons calcaires – à l’exception du secteur sud de Bled Selga où le modelé éolien prend le dessus sur les versants d’ailleurs moins pentus du djebel Tenia (fig. 4). L’aval de ces glacis empiète modestement sur la plaine (vers 240 m). Associés aux oueds allogènes Salsou et Biskra, de grands cônes alluviaux, dont l’extrémité aval correspond à la courbe de 210 m, s’étalent largement sur la plaine, relayés par des glacis d’accumulation (bas glacis alluviaux) se raccordant à la garaa, fond de la dépression fermée de Bled Selga (180 m). Ces formations alluviales sont donc en partie constituées de matériaux allochtones.
Fig. 4 – Le modelé de la plaine d’El Outaya et de ses abords.
Fig. 4 – The landform of the El Outaya plain and its surroundings.
1- Quaternaire (a. gravier, sable, argile, b. croûte gypseuse « deb-deb »), 2- Mio-Pliocène (sable, argile, conglomérat), 3- Eocène (gypse, argile, marne, calcaire), 4- Crétacé supérieur et moyen (a. calcaire, argile, marne, dolomie, grès, b. gypse), 5- Trias (gypse), 6- axe anticlinal, 7- faille, 8- faille probable ou masquée, 9- glacis d’ablation, 10- glacis couvert, 11- glacis d’accumulation, 12- cône alluvial, 13- nappe sableuse, 14- champ de nebkas, 15- courbe de niveau (équidistance 30 m), 16- lit d’oued, 17- garaa, 18- lac de barrage, 19- débordement de crue, 20- localité, 21- toposéquence, 22- profil pédologique, 23- ferme Driss Amor.
1- Quaternary (a. gravel, sand, clay, b. gypsum crust “deb-deb”), 2- Mio-Pliocene (sand, clay, conglomerate), 3- Eocene (gypsum, clay, marl, limestone), 4- Upper and middle Cretaceous (a. limestone, clay, marl, dolomite, b. gypsum) 5- Trias (gypsum), 6- anticlinal axis, 7- fault, 8- probable or buried fault, 9- pediment, 10- concealed pediment, 11- alluvial apron, 12- Alluvial fan, 13- wind sand cover, 14- nebka, 15- contour line (equidistance 30 m), 16- wadi, 17- garaa, 18- reservoir lake, 19- flood overflow, 20- locality, 21- toposequence, 22- soil profile, 23- Driss Amor farm.
13Les formations sableuses éoliennes de la plaine d’El Outaya ont également une origine plus lointaine : le sable provient des hautes plaines du Hodna, à une quarantaine de kilomètres au nord-ouest (Ballais et al., 1979 ; Ballais, 1994) et a franchi les chaînons calcaires de l’Atlas saharien à la faveur des cluses et des cols. Le modelé éolien de la plaine consiste en nappes sableuses (fig. 5) couvrant en partie les regs alluviaux de Bled Mazoucchia et Bled el Mader, relayées vers le sud-est par des trainées sableuses (non cartographiées sur la Figure 4). Les sables franchissent la garaa (Bled Selga) puis, piégés par une végétation steppique, s’accumulent en nebkas sur le flanc nord du djebel Tenia (lieux-dits Ank Es Salmia et Dalet El Hamra, fig. 3), dernière étape avant le piémont saharien. Le dernier épisode de transit sableux NNO-SSE, toujours actif, a débuté vers 4 800 BP, au terme d’une période plus humide de l’Holocène et a pu être exacerbé par le contexte d’anthropisation et de désertification corrélative croissantes de l’ère commune (Ballais et al., 1979).
Fig. 5 – Les nappages sableux allochtones de la plaine d’El Outaya et de ses abords.
Fig. 5 – Allochthonous sandy deposits of the El Outaya plain and its surroundings.
1- Bled Mazoucchia, 2- Bled el Mader, 3- Djebel Tenia, 4- Bled Selga, 5- Bled Magraoua, 6- Ferme Driss Amor, 7- Sables éoliens (NDESI) , 8- limite de la plaine d’El Outaya. Dans la zone étudiée, les rectangles et les cercles noirs correspondent à des parcelles cultivées.
1- Bled Mazoucchia, 2- Bled el Mader, 3- Djebel Tenia, 4- Bled Selga, 5- Bled Magraoua, 6- Driss Amor farm, 7- Eolian sands (NDESI), 8- edge of the El Outaya plain. Whithin the study area, black rectangles and circles are cultivated plots.
14Dans les conditions d’aridité de la plaine, les aquifères poreux quaternaire et mio-pliocène et les aquifères fissurés éocène et crétacé (tab. 2 et fig. 3) constituent la principale ressource en eau pour les besoins de l’agriculture. Il faut souligner que depuis 2000, année de construction, en amont de la plaine d’El Outaya, du barrage de Fontaine des Gazelles retenant les eaux de l’O. Biskra (fig. 4), l’aquifère quaternaire d’inféroflux, jadis alimenté par les crues de l’oued, ne subsiste plus que dans l’est de la plaine d’El Outaya, dans le sous-bassin versant de l’O. Branis (fig. 1). Dans ce secteur, le ruissellement puis l’infiltration des eaux en provenance du djebel el Melah (i.e., « montagne de sel »), un diapir salifère triasique (fig. 4), contribuent en outre à la salinité des eaux de l’aquifère quaternaire, de même que les retours d’irrigation. Cet aquifère est globalement peu capacitif et peu productif, et sa conductivité (donc sa salinité) est élevée (tab. 2).
15L’alimentation de l’aquifère multicouche mio-pliocène, dont l’épaisseur s’accroit vers le centre-est de la plaine (à l’aplomb de Bled el Mader, sur un axe synclinal, fig. 3), se fait également par les précipitations dans les secteurs où le Mio-Pliocène affleure, au bas des versants du djebel Moddiane. Les sources de trop plein de cet aquifère débitent occasionnellement dans la cluse au nord d’El Outaya. Le faciès de ses eaux est chloruré sodique et sulfaté sodique (tab. 2), mais présente des variations spatiales attribuables à la minéralogie changeante du réservoir (les niveaux gypseux sont discontinus) et également à la proximité du djebel el Melah (Brinis et Boudoukha, 2011 et 2013). La conductivité moyenne de l’aquifère mio-pliocène (4681 μS/cm) est un peu supérieure à celle de l’aquifère des alluvions quaternaires (4096 μS/cm). L’aquifère de l’Eocène inférieur – dit « nappe de Tolga » – dont l’impluvium correspond aux chaînons calcaires qui encadrent la plaine est le plus chargé en chlorures et en sulfates et a une conductivité très élevée (7440 μS/cm). L’aquifère du Campanien-Maastrichtien, réputé captif, présente la plus faible conductivité électrique (1338 μS/cm). L’écoulement dans les aquifères profonds (i.e., éocène inférieur, campano-maestrichtien et turonien) se fait, dans la plaine d’El Outaya, vers le sud-ouest conformément au plongement axial des plis.
Tab. 2 – Paramètres physico-chimiques des aquifères du Continental terminal. conductivité électrique (CE) en μS/cm, concentration en mg/l (d’après Ghiglieri et al., 2021).
Tab. 2 – Physico-chemical parameters of the Continental terminal aquifers. Electrical conductivity (EC) in μS/cm, concentration in mg/l (after Ghiglieri et al., 2021).
16La nappe mio-pliocène, qui présente deux cônes de rabattement liés l’un aux captages urbains d’El Outaya et l’autre aux captages agricoles de la ferme Driss Amor (d’amont en aval), s’écoule selon un axe NO-SE calé sur le cours actuel de l’O. Biskra (Salem et al., 1979 ; Haouchine, 2010). En se basant sur la caractérisation isotopique des eaux souterraines, Ghiglieri et al. (2021) suggèrent que tous les aquifères du Continental terminal (i.e. du Turonien au Mio-pliocène) participent à la qualité des eaux de l’aquifère alluvial de surface – là où il existe encore, c’est-à-dire dans l’axe de drainage de l’O. Biskra. Ces auteurs soulignent en effet des transferts ascendants d’eau : (i) entre les nappes turonienne et campano-maestrichtienne pourtant séparées par l’aquiclude santonien-coniacien (fig. 3) ; (ii) à travers le miocène argileux ; et (iii) vers l’aquifère alluvionnaire. Ces transferts ascendants se font le long de failles coulissantes orientées SE-NO, notamment la faille de Biskra qui traverse la plaine d’El Outaya (fig. 4). La qualité des eaux de chaque aquifère ne reflète donc pas seulement sa lithologie (Brinis et al., 2009) : il se produit au contraire un mélange des solutions d’eaux souterraines susceptible de conduire, dans l’aquifère superficiel, à un « faciès hydrochimique » (Back, 1966) qui ne dépend donc pas uniquement des caractéristiques minéralogiques des formations – quaternaires – qui l’hébergent mais plutôt du schéma d'écoulement de l'eau souterraine (et il en serait donc de même pour chacun des aquifères superposés à la nappe du Turonien). Cela pourrait expliquer les teneurs élevées en chlore et en sodium dans les eaux d’irrigation de la ferme Driss Amor (tab. 3), signature de l’aquifère de l’Eocène inférieur, mais aussi leur conductivité élevée, supérieure à celle attendue de l’aquifère (multicouche) mio-pliocène pourtant sollicité (tab. 2), ce qui va dans le sens des transferts entre nappes. Quoiqu’il en soit, les eaux d’irrigation d’origine souterraine ont sur les sols et les formations superficielles un pouvoir de salinisation proportionnel à la charge des nappes sollicitées, encore accentué par les remontées capillaires et l’évapotranspiration en surface entrainant une concentration des sels dans les formations superficielles.
Tab. 3 – Paramètres physico-chimiques de l'eau d’irrigation de la ferme Driss Amor. Concentration en mg/l, CE : conductivité électrique en μS/cm, SAR : rapport d’adsorption du sodium.
Tab. 3 – Physico-chemical parameters of irrigation water from the Driss Amor farm. Concentration in mg/l, EC: electrical conductivity in μS/cm, SAR: sodium adsorption ratio.
17Les sols de la plaine d’El Outaya ont fait l’objet de deux cartographies : une carte des sols à 1/500 000 (Durand, 1954), et une carte agro-pédologique à 1/100 000 (DSA Biskra, 2006) qui est une carte d’usage des sols, moins utile pour notre propos. En dépit de sa petite échelle, il ressort de la cartographie de J.H. Durand (fig. 6) un calage partiel entre classes de sols et unités géomorphologiques (fig. 4), à savoir : (i) les sols alluviaux s.l. et les sols salins, dont la répartition amont-aval traduit la dynamique hydro-sédimentaire héritée du système endoréique de la plaine à l’origine du système de glacis que nous avons décrit et (ii) les sols éoliens d’accumulation (i.e., les nappages sableux de la Figure 5 qui ne sont donc pas des sols s.s.). La nature des sols alluviaux et des sols salins peut être précisée à partir des données granulométriques (tab. 4) et minéralogiques (tab. 5) des profils jalonnant la toposéquence qui traverse la plaine selon un axe NNE-SSO, entre le débouché de la cluse de l’Oued Biskra à El Outaya et le fond de la dépression à Bled Selga (fig. 4).
Fig. 6 – Les sols de la plaine d’El Outaya. Extrait de la carte des sols d’Algérie (d’après Durand, 1954, modifié).
Fig. 6 – The soils of the El Outaya plain. Extract from the soil map of Algeria (after Durand, 1954, modified).
cq- sols calciques, ab- sols alluviaux basiques, ec- sols éoliens d’accumulation, eb- sols éoliens d’ablation, sk- sols salins (solontchak), rm- roche).
cq- calcic soils, ab- alluvial alkaline soils, ec- eolian accumulation soils, eb- eolian ablation soils, sk- saline soils (solontchak), rm- rock.
18Le long de ce transect de 25 km, 5 sondages à la tarière ont été effectués : P1, P2 et P3 sur le cône alluvial de l’oued Biskra, P4 sur le bas glacis alluvial et P5 dans la garaa (tab. 4). À ces sondages s’ajoute une fosse pédologique P3’ (fig. 4, 7).
Tab. 4 – Analyse granulométrique (toposéquence El Outaya-Bled Selga, localisée fig. 4).
Tab. 4 – Granulometric analysis (El Outaya-Bled Selga toposequence, see fig. 4).
19Cette séquence de sols présente un granoclassement décroissant vers l’aval en réponse à des valeurs de pente décroissantes (tab. 4). Les alluvions sont limono-argilo-sableuses sur le cône alluvial. Cette texture plutôt fine est liée aux débordements (anciens) de crue de l’O. Biskra au débouché de la cluse d’El Outaya et en direction de Bled Magraoua – plutôt que de suivre le chenal principal sur la partie est du cône alluvial (fig. 4). Cela n’exclut pas des contrastes granulométriques, au sein des profils P2 et P3 notamment, liés à une différenciation verticale résultant essentiellement d’apports alluviaux successifs, plus ou moins étendus spatialement et de granulométrie variée en fonction de l’ampleur des débordements de crues. Le profil P3’ (fig. 7), dans les alluvions argilo-limono-sableuses de la partie aval du cône alluvial de l’O. Biskra, illustre l’association d’unités structurales caractéristique de ces dépôts. Ce profil présente, du haut vers le bas, une croûte sédimentaire claire peu épaisse liée à l’imperméabilisation et au flaquage (accumulation d’eau pluviale – ou d’irrigation – en surface) puis, sur une profondeur de 55 cm, des taches d’oxydo-réduction et une structure prismatique traduisant des épisodes d’engorgement et de dessiccation. Entre 55 cm et 100 cm, la structure est polyédrique, puis lamellaire jusqu’à 130 cm, et massive en dessous. Se superposent à ces structures des figures de remplissage liées à des mouvements per descensum s’apparentant à des traits pédogénétiques (lessivage et illuviation argileuse ou limoneuse). L’ensemble conserve une structure favorable au ruissellement hypodermique (drainage latéral), lequel contribue également à une différenciation – latérale – des profils de sol en remobilisant les fines. En s’approchant de Bled Selga, la taille des grains s’amenuise : sur le bas glacis alluvial, les sables de P4 sont essentiellement fins, très proches de la fraction limoneuse, ce qui justifie une classification limono-argileuse (tab. 4). Le spectre granulométrique de P5 est typique des dépôts de dépression fermée, la part sableuse correspondant essentiellement à la floculation de fines donnant des pseudo-sables – agrégats d’argiles et de sels – alimentant parfois des petites lunettes visibles en bordure est de la garaa (et souvent détruites par le passage d’engins motorisés). Enfin, des sables quartzeux éoliens en transit sur la plaine (fig. 5) ont pu être intégrés aux formations alluviales, soit par ruissellement et infiltration, soit par recouvrement à l’occasion de crues. Les nappages éoliens ont donc une influence subsidiaire sur la granulométrie des sols. Au total, la roche-mère des sols est largement constituée d’alluvions remaniées par des processus de surface (ruissellement notamment, mais aussi déflation et/ou accumulation éolienne) et modifiées par des processus pédogénétiques postérieurs aux dépôts. Les formations superficielles de la plaine correspondent ainsi à une combinaison de regs alluviaux et de sols tronqués ou enfouis. À l’échelle de la plaine, compte tenu de l’hétérogénéité de ces formations superficielles, la circulation actuelle de l’eau de percolation (irrigation et parfois pluie) et les remontées capillaires sont donc éminemment variables d’un site à l’autre, ce que traduit le très large éventail de conductivité électrique mesurée dans ces matériaux – de 400 à 57 800 μS/cm (Lahmadi, 2018) – également fonction du lavage ou au contraire de l’accumulation de sels. Les cônes alluviaux restent néanmoins, en termes de sol, les plus favorables à l’agriculture – s’ils ne se trouvent pas dans l’axe de transport des sables éoliens, lesquels constituent un manteau thermique et limitent l’érosion pluviale (splash) et hydrique (ruissellement), mais ont en revanche un faible potentiel matriciel et retiennent donc peu d’eau.
Fig. 7 – profil de sol P3’, fosse pédologique. Localisation sur la Figure 4.
Fig. 7 – Soil profile P3’, pedological pit. Location on Figure 4.
1- croûte sédimentaire, 2- hydromorphie, structure fragmentaire prismatique, 3- structure fragmentaire polyédrique, 4- structure lamellaire, 5- structure massive.
1- sedimentary crust, 2- hydromorphy, fragmentary prismatic structure, 3- fragmentary polyedric structure, 4- lamellar structure, 5- massive structure.
20Certaines caractéristiques minéralogiques des sols de la plaine, telles que la présence d’illite et de kaolinite (tab. 5), traduisent l’origine détritique des formations superficielles sur lesquelles ils se développent, formations remaniant des sols anciens des amonts. En effet, la probabilité que ces minéraux (résiduels ou néoformés) se forment in situ dans les dépôts alluviaux de l’O. Biskra est très faible. Il en va de même pour le quartz, qui peut également avoir une origine éolienne. La minéralogie des sols s’explique aussi par un phénomène d’encroûtement lié au climat aride : c’est le cas pour la calcite, minéral dominant dans les profils étudiés. Quant au gypse (CaSO4.2H2O), il peut s’accumuler dans les sols à partir d’un saupoudrage éolien depuis la garaa mais également se former à partir de nappes superficielles alimentées par les eaux d’irrigation sulfatées calciques issues de l’aquifère mio-pliocène en l’occurrence (tab. 2). Ces accumulations gypseuses s’apparentent à une version anthropique du deb-deb – nom local des croûtes gypseuses formées par remontées capillaires à partir d’une nappe subaffleurante du piémont saharien des Zibans, rapportées au Pléistocène moyen (Bensaid, 1999 ; Abdesselam et Timechbache, 2016) et encore susceptible de se former au cours des épisodes humides de l’Holocène (Ballais et al., 1979). En somme, la salinité des sols de la plaine tient à la fois à la qualité des eaux de nappe utilisées pour l’irrigation et au climat aride à forte évapotranspiration (tab. 1) dans un contexte endoréique.
Tab. 5 – Minéralogie, analyse sur poudre totale (toposéquence El Outaya-Bled Selga, voir fig. 4).
Tab. 5 – Mineralogy, total powder analysis (toposequence El Outaya-Bled Selga, see fig. 4).
21Les teneurs en phosphore et en potassium, deux éléments importants pour les rendements agricoles, posent la question de leur origine et de leur éventuel rôle de marqueur de l’impact de l’irrigation voire de l’utilisation d’intrants (tab. 6). Cependant, la teneur des sols (s.l.) en phosphore (988 ppm en moyenne) et en potassium (11 916 ppm en moyenne) varie peu le long de la toposéquence étudiée, si ce n’est dans la gaara où la quantité de potassium atteint 15 793 ppm. Cela signifie que le rôle de l’irrigation dans le processus d’accumulation du phosphore – et du potassium issu des aquifères – n’est pas déterminant (cf. tab. 2 pour le potassium). Ces deux éléments sont plus vraisemblablement hérités de l’altération in situ de minéraux primaires détritiques contenus dans les dépôts quaternaires, tels que l’apatite Ca5(PO4)3(F,Cl,OH) pour le phosphore, et l’illite (K0.65Al2[Al0.65Si3.35O10]OH) pour le potassium.
Tab. 6 – Teneur des profils en phosphore et potassium (ppm), toposéquence El Outaya-Bled Selga.
Tab. 6 – Phosphorus and potassium content of the profiles (ppm), El Outaya-Bled Selga toposequence.
22Au total, les sols de cette toposéquence sont basiques (pH entre 7,4 et 8,6), gypseux et très calcaires, avec une faible quantité de matière organique (entre 0,3 et 3,1 % ; Lahmadi, 2018). Ils peuvent être non sodiques à excessivement sodiques (Rapport d’Absorption du Sodium de 0,4 à 67,3 ; ibidem), ce qui, en vertu du pouvoir peptisant du sodium, leur confère une stabilité structurale extrêmement variable, aussi bien à l’échelle du profil qu’à celle de la plaine.
23La répartition des sols de la plaine d’El Outaya se cale donc sur les quatre ensembles morphosédimentaires représentés sur la Figure 4 : (i) les nappages sableux éoliens, dont l’extension est plus importante que celle retenue sur la carte pédologique de J.H. Durand (1954) ; (ii) les colluvions de bas de versant (i.e. les glacis couvert) ; (iii) les cônes et les bas glacis alluviaux ; (iv) la garaa. À plus grande échelle, sur le cône alluvial de l’O. Biskra, l’organisation pelliculaire superficielle (OPS), acquise postérieurement au dépôt et conditionnant la conductivité hydraulique, varie au gré de la granulométrie et des paramètres chimiques des formations superficielles (l’excès de sodium, par exemple, est favorable à la dispersion des argiles) ainsi que de la microtopographie qui contrôlent le ruissellement diffus : se succèdent ainsi des OPS sableuses, à croûte de battance, à croûte de décantation (flaquage), ou bien des regs alluviaux là où la déflation éolienne l’emporte. La distinction entre sols sensu stricto et formations superficielles déplacées – au sein d’une séquence morphosédimentaire de dépression fermée, en l’occurrence – est donc ténue : les profils relèvent de sols minéraux bruts sur roche-mère de type formations superficielles alluviales et/ou colluviales, sans différenciation significative en horizons. Ce sont les régosols d’apport de la classification de la FAO (IUSS Working Group WRB, 2015). Selon cette logique, les « sols éoliens d’accumulation » de J.-H. Durand (fig. 6) sont plutôt des nappes sableuses qui font obstacle à l’agriculture comme l’illustre le secteur entre Bled Mazoucchia et Bled el Mader non recouvert de sable et donc cultivé (fig. 5). Quant à l’approche par référence à des « pédopaysages » (sableux, colluvionnaires, alluvionnaires, salins) élaborée par Assami et al. (2014), elle occulte la diversité des sols dans chacune de ces quatre familles, diversité corrélative des variations latérales des caractéristiques sédimentologiques des formations superficielles telles que nous les avons décrites. En effet, morphogenèse (processus d’accumulation, en l’occurrence) et pédogenèse vont de pair et conditionnent l’évolution de la couverture pédologique et son potentiel agricole dans la plaine d’El Outaya. J.-L. Ballais (2000) écrit d’ailleurs « sur les épandages alluviaux […], un dépôt de limons ou d'argiles peut renouveler la fertilité des sols. C'est le cas de l'oued Biskra qui dépose de grandes quantités d'argile dans l’ouest de la plaine d'El Outaya, par les canaux d'irrigation qui le dérivent », soulignant par-là une relation étroite entre agriculture, irrigation et sédimentation mettant en avant le caractère fonctionnel d’un système morphosédimentaire – influencé par les aménagements agricoles puisqu’ici ce sont des canaux, et non des chenaux naturels, qui dévient les crues.
24Les interactions entre anthropisation et morphogenèse influencent d’ailleurs de longue date l’évolution des sols et donc du potentiel agricole de la plaine. En effet, les premières traces avérées de forçages anthropiques se rapportent à la période romaine (Shaw, 1981 ; Bessaoud, 1999) pendant laquelle se pratiquait une agriculture irriguée à partir d’aquifères superficiels (aujourd’hui disparus), les labours favorisant l’érosion des sols par déflation et ruissellement sur les parcelles cultivées. Cependant, les crues, même peu fréquentes, renouvelaient suffisamment le potentiel sol par leurs apports solides successifs, et rechargeaient l’aquifère superficiel par infiltration. Ce processus de recharge n’est plus fonctionnel de nos jours, d’autant moins depuis la construction du réservoir de Fontaine des Gazelles (fig. 4), retenant – et exposant à l’évaporation – les eaux de l’oued Biskra en amont de la plaine, pour l’irrigation de cette même plaine. Par conséquent, les prélèvements d’eau par forage se font majoritairement dans la nappe mio-pliocène de forte conductivité électrique, contribuant à la salinisation des sols.
25Actuellement, le contexte hydrométéorologique aride de la plaine d’El Outaya ne permet pas de reconstituer les nappes superficielles – par le biais de canaux de dérivation de l’eau des oueds débouchant sur les cônes alluviaux – comme cela se fait sous climat moins sec et surtout à épisodes de crues de saison fraîche (quand l’évapotranspiration est faible) tel que décrit, par exemple, sur le cône de Gareh Bygone en Iran, où la problématique des besoins en eau d’irrigation est donc moins prégnante (Rognon, 2001 ; Hashemi et al. 2012). Le seul remède pour tenter de préserver un potentiel agricole dans la plaine d’El Outaya (tout en développant l’agriculture) est donc de gérer l’irrigation pour fournir à la végétation la quantité optimale (c’est-à-dire nécessaire et suffisante) d’eau. Il est par conséquent indispensable de veiller à irriguer sans qu’un excès d’eau n’alimente une nappe de sol et le salinise. Les caractéristiques géomorphologiques et hydrogéologiques de la plaine d’El Outaya rendent donc indispensable une évaluation de la productivité de l’eau, c’est-à-dire du rapport entre le rendement des cultures et l'eau consommée (i.e., eau de constitution et eau évapotranspirée ; Durand, 1983). La réserve en eau des sols est potentiellement élevée mais leur relative imperméabilité les expose à des phénomènes de ruissellement ou d’engorgement, ainsi qu’à un risque de salinisation voire d’alcalinisation accentué par la qualité des eaux d’irrigation (issues de nappes souterraines chargées en sels) ; il est donc nécessaire d’en contrôler l’apport en se basant strictement sur les besoins en eau des cultures, ce que devrait permettre l’irrigation par pivot central. Ce procédé constitue en effet une solution viable pour améliorer la productivité de l’eau tout en diminuant la pression sur les aquifères et en limitant les dégradations physiques et chimiques des sols.
*Auteur correspondant. Tel : +33 (0)3 26 91 36 88, guillaume.pierre@univ-reims.fr ;