HYDROGÉOLOGIE

Particules et microbiologie

Si les formations fines (sables fins et silts) jouent un rôle efficace de filtration des particules solides, les aquifères à drains (chenaux graveleux très perméables des aquifères poreux, failles des aquifères fracturés, drains karstiques) laissent passer les matières en suspension minérales (sables, argiles, carbonates) et organiques (humus, bois, micro-organismes). De plus, le temps de séjour de l’eau dans ces milieux à grande perméabilité est plus court que la durée de vie des organismes vivants.

Minéralisation

L’eau souterraine est à la fois un solvant des minéraux et un vecteur des ions mis en solution. Selon l’altérabilité et la solubilité des minéraux de l’aquifère, ainsi que les conditions physico-chimiques du milieu (température, pH, potentiel redox), la minéralisation de l’eau pourra aller de quelques milligrammes à quelques grammes par litre.

Dans l’ordre croissant de solubilité des minéraux, on trouve les silicates, les carbonates, les sulfates et les chlorures. Ainsi, des eaux percolant dans des roches silicatées (granites, gneiss, coulées de lave), altérables lentement en régime météorique, pourront contenir seulement 50 mg/l en solution, mais plus de 1 000 mg/l dans des circuits hydrothermaux à haute température et en présence des fluides acides volcaniques ou hydrothermaux (CO₂, SO₂).

En milieu calcaire, une eau peut contenir par exemple 250 mg/l d’hydrogénocarbonates et 80 mg/l de calcium, grâce à la dissolution du CO₂ produit par l’activité biologique du sol. Par simple dissolution, en milieu gypseux, 1 200 mg/l de sulfates et 500 mg/l de calcium et, en milieu salin, 150 000 mg/l de chlorures et 100 000 mg/l de sodium peuvent se maintenir en solution.

Outre la lithologie et les paramètres du milieu, les principaux facteurs de la minéralisation sont le temps de séjour dans l’aquifère et les mélanges entre composants. Dans les milieux carbonatés, par exemple, la cinétique d’acquisition du magnésium par dissolution incongruente en fait un bon indicateur relatif du temps passé par l’eau au contact de la roche. Dans des milieux argileux, les ions divalents (calcium, puis magnésium) sont échangés contre des monovalents plus labiles (sodium) au cours du temps. L’évolution spatiale du contenu minéral en solution reflète donc son histoire dans le réservoir.

Isotopes

La molécule d’eau elle-même et ses ions en solution sont constitués de différentes variétés isotopiques utilisables en hydrogéologie. Les isotopes stables de l’eau (oxygène 18 et deutérium) sont thermo-dépendants ; ils permettent donc de déterminer les conditions de la recharge : altitude de l’impluvium et saison, évaporation et éventuellement paléoclimat. D’autres traceurs (gaz rares) permettent de valider. Les isotopes radioactifs sont utilisés pour dater la recharge : tritium pour les cinq dernières décennies, carbone 14 pour les trente derniers millénaires, chlore 36 pour les trois dernières centaines de milliers d’années. Les dernières décennies peuvent également être étudiées par le biais des polluants atmosphériques (chlorofluorocarbures : CFC, hexafluorure de soufre : SF₆), dont la teneur dans l’air est bien connue.

Parmi les solutés, la teneur relative en carbone 13 renseigne sur l’interaction entre le CO₂ (pédogénique ou profond) et la roche, la teneur relative en soufre 34 sur l’origine pyriteuse ou évaporitique du soufre, celle en azote 15 détermine l’origine urbaine ou agricole (élevage) de l’azote, celle en strontium 87 sur son origine carbonatée ou évaporitique ou[...]