Impact de la décharge urbaine de Berka Zerga- Annaba Sur l’environnement

Identification des caractères hydrogéologique DU B. V. DU Berka Zerga

Caractéristiques physiques et morpho métriques du bassin versant du Berka Zerga

Le bassin versant dans lequel se localise la décharge urbaine Berka Zerga est situé sur le flanc sud du massif métamorphique du Béliliéta à 3 km à l’Ouest de la commune ehjar eddiss Le bassin versant berka zerga a une forme allongée dont le sommet est orienté vers l’est alors que la partie basse est limitée par une zone planeon allant vers le lac fetzara . La ligne de partage des eaux est constituée essentiellement par les lignes de crête représentant les points les plus élevés. En effet le sommet de culmine à 288 m et représente le point le plus élevé du BV. La limite est caractérisée par une ligne de crête dont l’altitude passe de 265 à 100 sur une distance de 1300 m. Au-delà la pente devient moins accentuée. La limite Est est plus uniforme et passe de 265 à 60 m sur une distance de 2500 m. Ces lignes de crête entourent le BV BZ. La partie avale est limitée par ou se trouve l’exutoire dont l’évacuation des eaux l’oued gouilla se deverge dans oued zied ou l’altitude descend à 22 m. La partie supérieure du BV BZ est couverte par un maquis qui devient dense au niveau des talwegs. Lorsque la pente devient moins prononcée nous retrouvons un couvert herbacé et des terrains cultivés plus au sud. Première Partie : Caractéristiques physique de la zone d’étude 13 La carte topographique au 1/25 000è de Séraidi (figure 1), la photo aérienne du et le fond topographique (figure 3) sont à la base de la détermination des caractéristiques morpho métriques du BVCE (TOUMI ,2008). Le tableau ci-dessous récapitule les surfaces planimétries du bassin versant du BERKA ZERGA . Superficie en km2 Superficie du Bassin = A’ Périmètre réel du Bassin = P L’indice de compacité de Gravélius K Il est donné par la formule suivante: Si A est la surface du bassin nous aurons

Courbes caractéristiques de la topographie du BVBZ

Caractéristiques du relief

De par son influence sur les facteurs météorologiques (précipitations, températures, vents etc. …), le relief ou la topographie est un élément essentiel qu’il importe d’étudier. Plus que la forme, il peut avoir un rôle déterminant dans le Conditionnement du comportement hydrologique du bassin du relief d’un bassin versant sont donnés ci-dessous

Répartition arithmétique de la superficie

Tableau. 03 Répartitions arithmétiques de la superficie -Notion d’hypsométrie L’analyse hypsométrique est très utile pour l’étude du relief. Elle permet de comprendre la relation entre les paramètres climatiques (précipitations, écoulement de surface et bilan d’eau) et l’altitude du bassin. Il devient donc impératif d’étudier la répartition de la superficie du bassin par classe d’altitude. 

Détermination de la courbe hypsométrique

Afin de décrire et d’expliquer les formes du relief, on doit réaliser des courbes dites « hypsométriques ». Pour cela, on dispose des cartes topographiques à partir desquelles on procède à la répartition de la superficie du bassin par classe d’altitude (Tableau 3). Ensuite, le report du cumul des aires élémentaires en abscisses arithmétiques et les valeurs altimétriques en ordonnées, également arithmétiques, permet de tracer la courbe hypsométrique du bassin. Cette dernière est susceptible de changer avec le temps au fur et à mesure que le bassin est consommé par l’érosion. Dans certains cas, il convient d’utiliser, au lieu de la surface cumulée, le cumul du pourcentage, par rapport à la superficie totale, des aires élémentaires. Le plus souvent, une courbe hypsométrique peut être remplacée sinon associée à un histogramme des fréquences altimétriques (Figure 4). 

Altitudes caractéristiques

– L’altitude moyenne L’altitude moyenne du bassin est calculée par la formule suivante : Tranche d’altitude Superficie en km² tranche si Superficie si/∑si % – L’altitude la plus fréquente Elle correspond au maximum de l’histogramme des fréquences arithmétiques. Nous parlerons de la classe d’altitude la plus répandue et qui correspond pour le bassin versant du berka zerga à la tranche d’altitude 50- 100 m et est égale à 30.16 %. – L’altitude médiane Il s’agit de la valeur de l’altitude qui divise l’aire du bassin de façon à ce que 50% de la superficie du bassin se caractérise par des côtes supérieures et l’autre moitié par des côtes inférieures. L’altitude médiane est déterminée graphiquement sur la courbe hypsométrique, est représenté 114 m. -L’indice de PENTE Ces indices permettent de caractériser les pentes d’un bassin versant et d’établir une classification des différents reliefs – L’indice de pente global (lg) Cet indice présente l’avantage d’être très simple et facile à calculer. L’indice de pente global (lg), exprimé en m/km, est donné par le rapport de la dénivelée utile (D, en m) ; estimée à partir de la courbe hypsométrique :   Si Hi* Si Le H5%  H95% Hmoy = = 97.28 D = Première Partie : Caractéristiques physique de la zone d’étude 16 Fig.5 : Courbe hypsométrique (TOUMI ,2008). Selon la courbe hypsométrique (figure05) nous avons : H 5%= 223m H95% = 42m et Le= 4.025m Donc l’application numérique donne La dénivelée utile (D) est estimée, à partir de la courbe hypsométrique, par la différence des altitudes correspondant à 5% et 95% de la superficie totale du bassin étudié ; altitudes dénotées, respectivement, par H5% et H95%. Selon la classification adoptée par l’ORSTOM (France), le relief du sous Bassin Berka Zerga est dit type fort car l’indice de pente global est compris entre 50 et 1 00 m/km Pente moyenne du bassin versant La pente moyenne du bassin versant est définie par la formule suivante : L’application numérique nous donne : 121,317 Dans laquelle H max, et H min sont respectivement, les côtes des points le plus haut et le plus bas du bassin (m). La valeur ainsi obtenue n’est qu’une approximation rapide de la pente.

Caractéristiques du réseau hydrographique

Longueur et nombre des thalwegs

La mesure des longueurs des thalwegs contribue aux différents calculs des paramètres Morpho métriques tels que les rapports de longueur et de confluence, la densité de drainage et le temps de concentration. La détermination des rapports de confluence et de longueurs Nécessite une classification du chevelu hydrographique (figure.6). La classification de Schumm définit des tronçons de thalwegs à partir d’une règle simple et saris ambiguïté – « Est considéré d’ordre (x+l) tout cours d’eau formé par la réunion de deux cours d’eau d’ordre (x) ; tout cours d’eau sans affluent étant d’ordre 1 > (Figure 6). Cette hiérarchisation, très Sensitive à l’échelle de la carte, étant adoptée, on procède au dénombrement et à la mesure de la longueur des drains pour chaque ordre. Fig.6. Carte du réseau hydrographique du sous bassin Berka Zerga. (TOUMI ,2008). Les résultats de l’analyse du réseau hydrographique du sous Bassin Berka Zerga par la méthode de Schumm sont exprimés dans le tableau suivant : Tableau 4 : Classification du réseau hydrographique du BV Berka Zerga (TOUMI ,2008). Ordre Longueurs des tronçons en (m) Nombre de tronçons  -Densité de drainage La densité de drainage (Dd) ; exprimée en km/km² ; se définit comme étant le rapport de la longueur totale (lx), en km, des cours d’eau à la superficie totale du bassin versant (A), en km², soit : Première Partie : Caractéristiques physique de la zone d’étude 18 Selon les résultats du tableau 3 la densité de drainage du_bv bz est de -Le coefficient de drainage Le cœfficient de drainage FI ; se définit comme étant le rapport du nombre NI .de drains d’ordre 1 à la superficie totale du bassin versant (A) en km² = 75 / 4.81= 15.59 -Coefficient de torrentialité Ce coefficient reflète le caractère torrentiel des averses dans le bassin. Il est fortement lié à la densité de drainage et à la fréquence des drains par la relation CT = × Dans laquelle dénote la fréquence des drains d’ordre 1 définie par le rapport du nombre des drains d’ordre 1 à la superficie du bassin versant, CT = 0.398 ×15.59 = 6.204 -Temps de concentration C’est le temps mis par la première goutte de pluie tombée sur le point le plus éloigné du bassin pour atteindre l’exutoire. Ce paramètre ; exprimé dans ce cas en Heures; peut être estimé par la formule de Giandotti, applicable pour les bassins étendus à pentes plus ou moins uniformes dans laquelle Lp est la longueur (en km) du thalweg principal et H moy et Hi, sont respectivement, les altitudes moyenne et minimale du bassin (en m). Sachant que : Hmoy = 97.28m et Hmin=22m; A= 4.81km² et Lp=5.325km Le temps de concentration pour le Bassin de B.Z Conclusion : La densité de drainage donne des informations sur l’érosion linéaire (ravinement) et l’érosion Latérale. la valeur calculée est très faible ce qui permet de constater qu’il s’agit d’une érosion par Ravinement. Par ailleurs, Le coefficient de drainage a donné une valeur très élevée égale à 15,59, ce Qui confirme le rôle de la structure géologique dans le processus de ravinement (milieu accidenté Fortement fracturé). (TOUMI ,2008).

Géologie régionale 

Le complexe cristallophyllien 

En Algérie, le massif de l’Edough est le plus oriental des massifs cristallophylliens du littoral (Gleizes et al 1988). C’est un massif cristallin externe de la chaîne Alpine périméditerranéenne, considéré souvent comme étant la continuité des massifs internes kabyle de la chaîne des maghrebides. Il se présente en un brachyanticlinal à prédominance de gneiss entourés de micaschistes à intercalations de marbres, d’amphibolites et de schistes satinées (J.M. Vila 1980), il s’étend de 50 Km de long sur 20 km de large et d’orientation axiale N60 (Fig.8). III. 1. 2 Subdivision du complexe : D’après les travaux de (G. Gleizes et al ,1988) le massif de l’Edough pourrait être subdivisé en trois unités (fig. 05) :  L’unité supérieure  L’unité intermédiaire  L’unité de base

L’unité supérieure

Elle affleure essentiellement au Cap de Garde, elle est composée de micaschistes à grenats, de sericitoschistes, de chloritoschistes et de quartzites. Elle contient des niveaux caractéristiques de tourmaline qui forment parfois des amas ou des lentilles souvent très continue. La découverte d’Acritarches dans les intercalations de quartzites et de lydiennes précise l’age paléozoïque de cette série (Ilavsky et Snopkova, 1987). Les schistes contiennent une grande quantité de grenats et de baguettes d’andalousite et de staurotide. Vers sa base s’intercale une dalle de gneiss oeillés dont la puissance varie de 10 à 100 m issue de la déformation d’un leucogranite : il s’agit en effet de roches claires pratiquement dépourvus de biotites, toujours riche en tourmaline à grains grossier et à texture porphyroïde, il existe aussi des faciès à grain fin d’aspect leptynitique. Les horizons de tourmaline dans les micaschistes sont plus nombreux à l’approche de la lame de gneiss. Le contacte entre cette unité et l’unité intermédiaire est anormal, matérialisé par une faille majeur (le cas du Cap de Garde).

L’unité intermédiaire

Elle est caractérisée par une alternance de micaschistes à grenats et parfois même à disthène et de calcaires métamorphiques. Les micaschistes ne forment que des lames d’épaisseur réduite (quelques mètres à une centaine de mètres) sauf dans le secteur périphérique de Cap de Garde où ils réapparaissent en position verticale avec une épaisseur cumulée de plus de 1000 m. Ces micaschistes riches en feldspaths sont jalonnés par un ou plusieurs horizons de marbres constitués presque uniquement de calcite bien cristallisée et d’autres minéraux accessoires comme la muscovite, phlogopite, pyrite, diopside, trémolite, grenat. Première Partie : Caractéristiques physique de la zone d’étude 20 Outre les marbres on rencontre aussi des amphibolites et des pyroxénites souvent réduit à des amas plus au moins continus à lenticulaires. Au Cap de garde le contact entre les marbres et les micaschistes est souligné par des skarns.