La retenue d'El Gouazine est située en Tunisie centrale, à environ 50 km au nord-ouest de Kairouan (35°55′N–9°45′E ; altitude 375 m) et forme un bassin versant de 18,1 km² (Fig. 1). Le remplissage de la retenue, construite en 1990, est très variable sous climat méditerranéen. La pluviométrie moyenne annuelle est de 344,2 mm pour la période 1994–2000 et la moyenne annuelle de l'évaporation en bac classe A est 1745,4 mm pour la période 1996–2000. Le bilan hydrologique annuel de la retenue est compris entre −25408m3 (1999–2000) et −273435m3 (1995–1996) [8]. Pour une période donnée, ces valeurs correspondent au bilan hydrologique souterrain (les entrées moins les sorties), qui est la somme de deux termes mesurés, le bilan hydrologique de surface (l'évaporation et les autres usages de l'eau moins la pluie et le ruissellement) et la variation du volume d'eau dans la retenue. Une valeur négative du bilan souterrain exprime « une fuite » de la retenue non mesurée, qui se traduit par une perte nette vers la nappe. Aucun facteur correctif (environ 0,8 pour la nappe d'eau libre d'une petite retenue, d'après [24]) n'a été appliqué aux mesures d'évaporation en bac. Les sols sont principalement des Cambisols calcaires et des Calcisols encroûtés, qui se sont formés à partir de formations sédimentaires du Tertiaire [6,14,17]. La retenue a un faible taux d'envasement annuel et, depuis sa construction, les sédiments fins et grossiers, qui se sont déposés sur une épaisseur d'environ 3 m, en ont colmaté le fond. Cependant, une couche sableuse, formée par l'altération de grès calcaire en rive ouest, laisse supposer des fuites significatives [20,21]. Lorsque la retenue est pleine, la profondeur maximale est inférieure à 5 m et aucune stratification de l'eau n'a été observée [25]. L'aquifère alluvial aval est caractérisé par un gradient hydraulique de 0,01 m m⁻¹, une transmissivité comprise entre 0,2 et 1,2×10−3m2s−1 et un coefficient d'emmagasinement compris entre 0,02 et 0,12 [23]. Selon les dires des paysans locaux, la construction de la retenue a favorisé la recharge de l'aquifère alluvial aval permettant le maintien de l'irrigation.

Du 14 au 23 mai 1998, 13 échantillons d'eau de nappe ont été prélevés dans des puits (9) et des fosses (4), répartis dans le bassin versant et en aval de la retenue presque vide. Trois échantillons d'eau de surface ont été collectés dans et autour de la retenue (Fig. 1). Les teneurs isotopiques mesurées d'après [13] et [10] sont exprimées en δ‰ vs V-SMOW, avec une précision de ±0,2‰ pour δ18O et ±2‰ pour δ2H, et en termes de rapport isotopique selon la relation (1) [16]. Le bilan hydrologique quotidien de la retenue est calculé selon un modèle récursif, qui relie les volumes d'eau stockés Vn et Vn+1 aux jours n et n+1, selon la relation (2). Les termes V0, Pn, En et Sn étant connus, le modèle teste différentes valeurs de (Aqn−Fn) et ajuste une courbe de l'évolution du volume d'eau en comparant les valeurs calculées et observées du 1^er janvier 1997 au 16 mai 1998 [8]. Par ailleurs, dans le terme Pn, le ruissellement est estimé en considérant un écoulement hortonien sur le bassin versant [9]. Le bilan isotopique quotidien de la retenue est calculé selon un modèle récursif qui relie les rapports isotopiques Rn et Rn+1 aux jours n et n+1, selon la relation (3). Les termes V0, R0, Rp0, Ra0, Pn, En, Sn et αn étant connus [3,5,12,19] et plusieurs conditions étant considérées [4], le modèle teste différentes valeurs de Aqn et de Fn. Il ajuste une courbe de l'évolution isotopique de la retenue, calculée du 1^er septembre 1997 au 29 avril 1998, sur la valeur mesurée au cours de l'étude.

Les teneurs isotopiques des eaux de nappe du bassin versant (w4 à w9, p6 et s3) sont présentées dans le Tableau 1. Les valeurs appartiennent aux droites des eaux météoriques globale GMWL [11] et locale LMWL [7] et sont en accord avec [18] (Fig. 2). Les eaux de surface (s1 et s2) et de sédiment (p4) sont enrichies en isotopes stables par évaporation, tandis que les teneurs isotopiques des eaux de la nappe aval (w1, w2, w3, p1 et p2) sont intermédiaires entre celles de la retenue et celles de la nappe amont. Les résultats suggèrent que l'eau de la retenue, qui est plus ou moins soumise à l'évaporation, est un mélange entre les eaux de surface (pluie, ruissellement) et la nappe alluviale amont, d'origine météorique. La nappe alluviale aval présente la composition isotopique d'une eau de la retenue anciennement infiltrée.

Le meilleur ajustement du modèle hydrologique est obtenu pour des valeurs de (Aqn−Fn) égale à −250m3j−1 au-dessus du niveau d'eau 4,5 m et à −120m3j−1 au-dessous (Fig. 3). En utilisant ces valeurs, la modélisation isotopique de l'eau de la retenue débute par une valeur de 4 δ18O‰, correspondant à des apports superficiels (pluie/ruissellement, Rp0) et souterrain (Ra0), et par un nouveau remplissage de la retenue (R0=Rp0). Pour caler le modèle sur la valeur mesurée au cours de l'étude, on considère un flux souterrain entrant de 50 m³ j⁻¹ et un flux souterrain sortant de 300 m³ j⁻¹, quand le plan d'eau est au-dessus de 4,5 m, ou de 170 m³ j⁻¹ au-dessous (Fig. 4a), les échanges avec la vapeur atmosphérique étant négligeables [15].

Comme les valeurs isotopiques mesurées dans la nappe alluviale aval correspondent à des valeurs isotopiques d'une eau de la retenue anciennement infiltrée, on dispose sur la Fig. 4b, qui constitue un agrandissement de la Fig. 4a, les points de mesure suivant un ordre logique et on en déduit les dates relatives à l'acquisition du signal isotopique. Connaissant la distance (dg) parcourue par l'eau infiltrée en aval de la retenue et la durée du parcours (ng), on peut estimer une vitesse d'écoulement souterrain (vg=dg/ng). Pendant une période donnée, le volume (Vg) d'eau infiltrée par la retenue est déduit de la modélisation isotopique. Pour une période d'écoulement cumulée de 51 jours, les valeurs respectives de vg et Vg sont 31,4 m j⁻¹ et 14 650 m³ (Tableau 2). La vitesse d'écoulement souterrain est d'autant plus grande que la retenue est plus remplie. Le rapport Vg/fdg, où f représente la porosité totale des dépôts alluviaux, donne une estimation de la section transversale de l'aquifère alluvial. En estimant une porosité de 25 % pour les dépôts alluviaux calcaires, la valeur est de 36,6 m², ce qui est en accord avec d'autres observations de terrain [22]. En considérant un gradient piézométrique mesuré de 0,01 m m⁻¹, une perméabilité estimée de 0,01 m s⁻¹ et la section transversale d'écoulement précédemment calculée, une application simple de la loi de Darcy nous permet d'estimer un flux de 316,4 m³ j⁻¹, qui est bien en accord avec les résultats de notre modélisation.

La modélisation hydrologique des variations quotidiennes du volume de la retenue montre que l'on peut estimer le bilan hydrologique souterrain d'un lac collinaire. Pour le lac collinaire d'El Gouazine, le bilan est négatif et est de −120m3j−1 au-dessous d'un niveau d'eau de la retenue estimé à 4,5 m. Au-dessus de ce seuil, le bilan double. Ayant été calibré pour une seule année hydrologique, le modèle devra être validé en prenant en compte la variabilité climatique interannuelle. L'utilisation des isotopes stables de l'eau et la modélisation isotopique permettent d'estimer les flux d'eau souterraine entrant et sortant de la retenue. Pour le lac collinaire d'El Gouazine, on a pu estimer le flux entrant à 50 m³ j⁻¹ et le flux sortant à −300m3j−1 au-dessus du seuil de 4,5 m ou à −170m3j−1 au-dessous. Cependant, la calibration du modèle isotopique s'est faite avec seulement deux points de mesure (condition initiale et mesure au moment de l'étude). Ce manque de données nécessitera de compléter l'étude par un suivi temporel de la composition isotopique des eaux superficielles et souterraines du lac collinaire pour mieux comprendre le fonctionnement de la retenue à de courts pas de temps. Par ailleurs, comme la composition isotopique des eaux de l'aquifère alluvial change avec la construction de lacs collinaires, la présence de tels ouvrages dans le paysage doit être prise en compte dans des études régionales concevant une stratégie d'échantillonnage des eaux souterraines pour l'analyse isotopique.

The El Gouazine hill reservoir is located approximately 50 km northwest of the city of Kairouan (35°55′N–9°45′E ; 375 m elevation) in Central Tunisia. The reservoir is situated at the outlet of an 18.1 km² watershed (Fig. 1). Constructed in 1990, the reservoir consists of a 232-m-long dyke constructed of earth materials and has a maximum capacity of 233 370 m³. Replenishment of the reservoir is highly variable owing to the complexities of the Mediterranean climate. The mean annual rainfall in the watershed was 344.2 mm during the period from 1994 to 2000. Class-A pan evaporation in the watershed far exceeds rainfall each year with a mean annual evaporation amount of approximately 1745.4 mm estimated for the period from 1996 to 2000 [8]. The surface hydrological budget has been monitored since 1994 and the annual value is ranging from −25,408m3 (1999–2000) to −273,435m3 (1995–1996) [8]. For a given period, the budget value corresponds to the groundwater balance (input minus output), which is the sum of two measured terms, the water surface balance (evaporation and other water releases minus rainfall and runoff) and the variation of the reservoir water volume. A negative value of the groundwater budget expresses an unmeasured leakage of the reservoir, which represents a net water loss and a water supply of the downstream groundwater. No corrected factor (usually 0.8 for the free-water surface of a small reservoir after [24]) was applied to the class A pan evaporation measurements. The 20% evaporation overestimation should have enhanced the negative groundwater balance by about 10%.

The El Gouazine watershed is located at the east boundary of the SW–NE-oriented Ousseltia syncline [6,17]. The elevation of the watershed regularly decreases from 575 to 375 m in the vicinity of the reservoir. Soil formations (mainly calcrete calcisols and calcaric cambisols) have developed on underlying Tertiary sedimentary units [14], which were intensely folded during the formation of the Atlas Mountains, approximately 40 million years ago with these tectonic movements producing nearly vertical rock layers that dip steeply to the southeast in the eastern part of the watershed.

The reservoir is affected by only small amounts of siltation each year and, since the reservoir construction in 1990, the volume of accumulated clayey and coarse sediments has been 16,030 m³. This accumulation has led to sediment deposits of nearly 3 m thickness that effectively make the reservoir impermeable. However, a sandy layer, formed by weathering of a calcareous sandstone, is present on the western embankment of the reservoir and is thought to promote leakage when the reservoir is replenished [20,21]. When the reservoir is full, the maximum water depth is less than 5 m and no water stratification is recorded [25]. Detrital materials are deposited in the riverbed, leading to the formation of a temporary alluvial aquifer that has been exploited by the construction of wells to meet agricultural and domestic water needs. The alluvial aquifer downstream of the reservoir, laterally delimited by the mean water channel width, is characterized by a 0.01-m m⁻¹ hydraulic gradient, a transmissivity ranging from 0.2 to 1.2×10−3m2s−1 and a storage coefficient ranging from 0.02 to 0.12 [23]. The reservoir construction has promoted water storage within the alluvial aquifer allowing long term irrigation, as reported by local farmers who noted an increase in groundwater levels immediately after the reservoir construction.

From 14 to 23 May 1998, water samples were taken from six wells in the reservoir watershed, three wells in the alluvial aquifer downstream of the reservoir and four pits both from downstream and within the almost empty reservoir. Three water surface samples were also collected within and around the reservoir (Fig. 1). The analysis of stable isotopes in the water samples was conducted at the Paris-11–Orsay University using the Epstein–Mayeda [13] and Coleman et al. [10] techniques. Isotope ratios were measured using a mass spectrometer and are expressed as δ‰ vs V-SMOW values with an analytical precision of ±0.2‰ for δ18O and ±2‰ for δ2H. An expression of the isotope ratio is given by the relationship:

The reservoir water budget is calculated using a recursive model linking the stored water volumes Vn and Vn+1 at the nth and (n+1)th days as follows:

The reservoir water isotope budget for each day is calculated using the following recursive model:

Several assumptions are required: (i) as, after [4], the isotope ratio Rpn of the runoff water is slightly affected by the isotope ratio of the soil water, the runoff and rainfall Rpn values are considered as similar; (ii) Rpn and Ran do not change during the modelling and are equal to the initial values Rp0 and Ra0; (iii) downstream from the reservoir, we neglect the meteoric water supply of groundwater by soil infiltration. As the initial values (V0, R0, Rp0 and Ra0) and the values for Pn, En, Sn and αn terms are known, the model calculates the temporal evolution of the reservoir water isotope content for the period from 1 September 1997 to 29 April 1998 and tests how different values of Aqn and Fn fit the isotope content value measured in May 1998.

The isotope contents of the watershed groundwater (w4 to w9, p6 and s3) range from −5.4 to −3.6 δ18O‰ and from −33.9 to −22.1 δ2H‰ with average values of −4.7±1.2 δ18O‰ and −27.7±8.2 δ2H‰ (Table 1). These values fall on both the global meteoric water line (GMWL, δ2H=8δ18O+10 after [11]) and the local meteoric water line (LMWL, δ2H=6.5δ18O+4.3 extrapolated after [7]) (Fig. 2), and are in agreement with groundwater data of the Kairouan area [18]. The similarity of measured isotope values with independent meteoric water data indicates that groundwater upstream of the reservoir originates from infiltrating precipitation that is not subject to surface or subsurface alteration of its isotopic composition.

Reservoir water (s1), surface water (s2) and sediment water (p4) are enriched with stable isotopes during the evaporation process. Waters downstream of the reservoir (w1, w2, w3, p1 and p2) are weakly enriched with both δ2H and δ18O, with values ranging from −15.5 to −9.1 δ2H‰ and from −2.6 to −1.3 δ18O‰, respectively (Table 1). These values suggest that the reservoir water, which is more or less evaporated, represents a mixture between surface waters (rainfall, runoff) and the upstream alluvial groundwater, meteoric in origin. The downstream alluvial groundwater has a stable isotope composition of a previously infiltrated reservoir water. The regression equation for a line fitted through the composition of both mixed and evaporated water, ‘the mixing and evaporated water line’ (MEWL), is δ2H=4.6δ18O−3.9 with a square correlation coefficient (r2) of 0.997 and nine data couples. The intersection point between the MEWL and LMWL lines occurs at a stable isotope composition of −4.2δ18O‰ (Fig. 2). The slope of the MEWL and the ratio equal to the kinetic enrichment factor for ¹⁸O and ²H allow us to calculate the relative humidity of the atmosphere as 0.37.

The best fit for the water budget model is given by (Aqn−Fn) values equal to −250m3day−1 above the reservoir 4.5-m water level and −120m3day−1 below (Fig. 3). Using these values, isotope modelling of the water isotope budget starts with a 4δ18O‰ content of the inputs into the reservoir (rainfall/runoff, Rp0, and groundwater, Ra0) and with a newly replenished reservoir (R0=Rp0). As the calculated relative humidity is inferior to 0.4 and the observed maximum reservoir isotope content at the most evaporated stage is +10.9 δ18O‰, the deviation from the Rayleigh model by exchange with atmospheric vapour is neglected [15]. A 50-m³ day⁻¹ groundwater input (Aqn) balanced by a 300-m³ day⁻¹ output flux, when the reservoir water level is above 4.5 m, and by a 170-m³ day⁻¹ output flux when the water level is below 4.5 m, fits well with the measured isotope content in reservoir water samples (Fig. 4a).

We assume that the measured ¹⁸O contents of downstream groundwater are the ¹⁸O contents of a previously infiltrated reservoir water. Hence, in Fig. 4b, which is a detailed part of Fig. 4a, the isotope contents in groundwater samples are plotted following a logical order and we infer the time corresponding to the acquisition of the isotope signal by the water sample based on the distance of the sampling point to the reservoir, assuming a known velocity of groundwater. Knowing the downstream distance (dg) and the time period (ng) of the groundwater flow, we can calculate an underground flow velocity (vg=dg/ng). For a given time period, the output water volume (Vg) of the reservoir is calculated after the results of the water isotope budget modelling. During a cumulated period of 51 days, the vg and Vg values are, respectively, 31.4 m day⁻¹ and 14 650 m³ (Table 2). The larger the volume stored in the reservoir, the higher the flow velocity. The Vg/fdg ratio, where f is the total porosity of the alluvial deposits, gives an estimation of the transversal section area of the alluvial aquifer. Considering a 25% porosity of the calcareous alluvial deposits, the value is 36.6 m², which is in accordance with other field observations [22]. Using a measured piezometric gradient of 0.01 m m⁻¹, an estimated permeability of 0.01 m s⁻¹ and the above alluvial aquifer area, a simple application of Darcy law allows us to infer a flow rate of 316.4 m³ day⁻¹, which is well in agreement with the results of our modelling.