/fco z UNIVERSITE DE NEUCHATEL FACULTÉ DES SCIENCES INSTITUT DE GEOLOGIE CENTRE D'HYDROGÉOLOGIE Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial dans une vallée alpine (Valais, Suisse) THESE présentée à la faculté des Sciences de l'Université de Neuchâtel pour l'obtention du grade de Docteur es Sciences par Marc Schüren - Géologue, hydrogéologue originaire de Berne (Suisse) Soutenue le 13 avril 2000 devant le jury composé de Prof. François Zwahlen Dr François-David Vuataz Prof. Karl Föllmi Prof. Dominique Chapellier Dr Heinz Surbeck Prof. Jacques Mudry M. Jean-Daniel Rouiller Université de Neuchâtel (Suisse) Directeur Université de Neuchâtel (Suisse) Codirecteur Université de Neuchâtel (Suisse) Expert Université de Lausanne (Suisse) Expert Université de Fribourg (Suisse) Expert Université de Franche-Comté (France) Expert Centre de recherche sur Expert l'environnement alpin de Sion (Suisse) IMPRIMATUR POUR LA THESE Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial dans une vallée alpine (Valais, Suisse) de M. Marc Schüren UNIVERSITE DE NEUCHATEL FACULTE DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel sur le rapport des membres du jury, Mme D. Chapellier (Lausanne), MM. F. Zwahlen (directeur de thèse), F. Vuataz (co-directeur de thèse), K. Föllmi, H. Surbeck (Fribourg), J. Mudry (Besançon) et F-D. Rouiller (Sion) autorise l'impression de la présente thèse. Neuchâtel, le 30 juin 2000 Le doyen: F-P. Derendinger Résumé I Résumé Dans la vallée du Rhône en amont de la ville de Sierre (Valais central), le site du Bois de Finges est caractérisé par de multiples environnements géologiques quaternaires : les alluvions fluviatiles du Rhône, les alluvions du cône de déjection de l'Illgraben, les dépôts de l'éboulement de Sierre et les éboulis du versant sud. L'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône est généralement caractérisé par une perméabilité supérieure à 10" m/s, correspondant à un gravier sableux avec un important écoulement souterrain de l'ordre de 20 m/j et un gradient moyen de 3.5 %o. En période de hautes eaux, qui ont lieu entre juin et août, le Rhône alimente fortement cet aquifère alluvial par une eau peu minéralisée du type Ca, Mg-HC03, SO4. Un autre apport d'eau du type Ca, Mg-SC^ provient des roches évaporitiques du versant sud. Par contre, en période de basses eaux (novembre à avril), l'aquifère alluvial du Rhône est exclusivement rechargé par l'eau sulfatée calcique du versant sud, car le lit du Rhône est pratiquement sec au cours de l'hiver. Les dépôts de l'éboulement de Sierre sont essentiellement composés par des dépôts de calcaires sableux et limoneux d'origine de l'Helvétique du versant nord, qui possèdent une perméabilité entre < IO"5 et IO"3 m/s. Le chimisme de ses eaux souterraines est caractérisé par une distribution spatiale très hétérogène. Chaque type d'eau représente plus ou moins une qualité de fluide et des processus physiques et chimiques très locaux, qui dépendent surtout du type de roche et du temps de transit. Les différentes techniques utilisées telles que la piézométrie, les jaugeages, la modélisation hydrogéologique et géochimique, l'échantillonnage spatio-temporel dans les trois dimensions, les isotopes et les diagraphies physico-chimiques ont permis de déterminer les paramètres hydrauliques et hydrochimiques de l'aquifère poreux complexe du Bois de Finges, ainsi que d'établir les processus liés à l'écoulement des différentes composantes d'eau souterraine. Une campagne de forage a permis d'implanter un réseau de cinq sondages en croix pour prélever des échantillons de sédiments meubles, ainsi que de réaliser des essais de pompage et des essais de traçage. Chaque technique utilisée mesure un ou plusieurs paramètres dans un environnement bien défini de l'aquifère. La piézométrie fournit des informations sur la distribution spatio-temporelle des niveaux d'eau, les lignes de courant, les gradients hydrauliques et les zones de recharge et de décharge. Par contre, les essais de pompage et les essais de traçage déterminent la perméabilité, le temps de transport des traceurs (uranine, bacteriophages), la vitesse d'écoulement et la porosité effective. L'origine des eaux (précipitations, cours d'eau, aquifère) a été déterminée par les isotopes stables (oxygène-18, deuterium), alors que le temps de séjour dans l'aquifère a été estimé à partir de la concentration du tritium et du radon 22 Rn. L'application simultanée de plusieurs méthodes a augmenté de manière significative la capacité de ces outils pour la compréhension des processus hydrochimiques et hydrauliques conjoints dans un aquifère complexe, et a ainsi donné l'occasion de les quantifier et de les comparer. En collaboration avec R. Monnet de l'Institut de géophysique de l'Université de Lausanne, une méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux a été développée. Cette méthodologie représente un guide pratique dans les cas suivants : prospection d'eau, évaluation de la qualité et de l'origine de l'eau, détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère et, finalement, délimitation des zones de protection et des risques de contamination d'un aquifère poreux. Ce guide pratique explique les techniques et le domaine d'application de chaque méthode, afin de permettre aux responsables d'une telle étude de choisir une ou plusieurs méthodes parmi les plus efficaces pour atteindre les buts choisis, ainsi que d'économiser du temps et des moyens financiers. Mots-clés hydrogéochimie, aquifère poreux, hydrogéologie, méthodes de prospection, sédiments quaternaires, eau sulfatée, relation eau souterraine - eau de surface, mélange d'eau, guide pratique, vallée du Rhône, Suisse M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial n Abstract Abstract In the Rhône valley, upstream the town of Sierre (central Wallis), the Bois de Finges area is composed of various Quaternary geological environments: the Rhône alluvial sediments, the Illgraben alluvial fan deposits, the Sierre rockslide deposits and the debris deposits of the south valley side. The aquifer of the Rhône alluvial sediments is generally characterized by a hydraulic conductivity larger than 10'3 m/s corresponding to sandy gravel deposits with an important flow velocity of about 20 m/d and an average hydraulic gradient of 3.5 %o. During high waters period, taking place between June and August, the Rhône River strongly recharges this aquifer with a weakly mineralized water of the type Ca, Mg-HCO3, SO4. Another component of the type Ca, Mg-SO4 is flowing from evaporitic rocks of the south valley side into the Rhône alluvial sediments. On the other hand, during low waters period (November till April), the aquifer of the Rhône alluvium is exclusively recharged by S04-rich water from the south valley side, because the Rhône River bed is almost dry in winter. The Sierre rockslide deposits are essentially composed of sandy and silty Helvetic carbonates originating from the north valley side, showing a hydraulic conductivity between < 10" and 10" m/s. The chemistry of their groundwaters is characterized by an important spatial heterogeneity. Each water type represents more or less a local fluid quality, as well as physical and chemical processes depending on rock type and transit time. The different techniques used, such as piezometric water levels, flow gauging, hydrogeological and geochemical modelling, three dimensional sampling in space and time, isotopes and physical and chemical borehole logging, allowed to determine the hydraulic and hydrochemical parameters of the complex porous aquifer of the Bois de Finges. They also allowed to set up the processes, which are controlled by the flow of the different groundwater components. A drilling campaign offered the opportunity to realize a network of five boreholes and to carry out rock sampling, pumping and tracer tests. Each used technique measures one or several parameters in a well-defined environment of the aquifer. The piezometric water levels provide information about time and space distribution of flow lines, hydraulic gradients as well as recharge and discharge zones. On the other hand, pumping and tracer tests determine hydraulic conductivity, transport time of the tracers (uranine, bacteriophages), flow velocity and effective porosity. The origin of waters (precipitation, surface water and groundwater) was determined with the help of stable isotopes (oxygen-18, deuterium), whereas the transit time in the aquifer was estimated from tritium and radon concentrations. Applying different techniques simultaneously increased significantly their respective capacity to understand linked hydrochemical and hydraulic processes in a complex aquifer, and further gave the possibility to quantify and to compare them. In collaboration with R. Monnet of the Geophysical Institute of the University of Lausanne, instructions for diagnosis and intervention on a porous aquifer were developed. These instructions represent a practical guidebook in the following cases: water prospecting, evaluation of water quality and origin, determination of hydraulic properties of an aquifer and, finally, determination of protection zones and risks of contamination of a porous aquifer. This guide explains the techniques and the application domain for each method, in order to allow the person in charge of such studies to choose the most efficient methods to reach the goals selected, as well as to spare time and money. Key words hydrogeochemistry, porous aquifer, hydrogeology, prospecting methods, Quaternary sediments, sulphate water, groundwater - surface water relation, mixing, guidebook, Rhône valley, Switzerland M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Zusammenfassung III Zusammenfassung Im Rhonetal oberhalb der Stadt Siders (Zentralwallis) ist das Gebiet des Pfynwaldes durch eine geologische Vielfalt von quartären Sedimenten geprägt: alluviale Rhoneschotter, Hangschuttmaterial der südlichen Talseite, Ablagerungen des Illgraben Schuttfächers und des Bergsturzes von Siders. Der Grundwasserleiter der alluvialen Rhoneschotter zeichnet sich im allgemeinen durch eine Permeabilität grösser als 10'3 m/s aus, was einem sandigen Kies mit einer hohen Fliessgeschwindigkeit von ungefähr 20 m/Tag und einem mittleren Grundwassergradienten von 3.5 %o entspricht. Bei Hochwasserständen, zwischen Juni und August, werden die Rhoneschotter stark mit schwach mineralisiertem Flusswasser des Typs Ca, Mg-HCCh, SO4 angereichert. Ein Grundwasserzufluss des Typs Ca, Mg-SO4 fliesst aus evaporitischen Gesteinen der südlichen Talseite nach Norden in die Rhoneschotter. Dagegen bei Niedrigwasserständen, zwischen November und April, wird der Grundwasserleiter der Rhoneschotter exklusiv mit sulfatreichem Wasser von der südlichen Talseite angereichert, weil im Winter das Rhonebett praktisch trocken ist. Die Ablagerungen des Bergsturzes von Siders bestehen ausschliesslich aus siltig, sandigen Karbonaten mit helvetischem Ursprung von der nördlichen Talseite und besitzen eine Permeabilität zwischen < IO"5 und IO"3 m/s. Jeder einzelne Wassertyp repräsentiert gewissermassen eine spezifische Wasserqualität und lokal auftretende, physikalische und chemische Prozesse, die besonders von Gesteinstyp und Aufenthaltszeit abhängen. Die verschiedenen, angewandten Methoden wie Piezometrie, Abflussmessung, hydrogeologische und geochemische Modellierung, Isotopen, geochemische Multiparameter- Bohrlochmessung und dreidimensionale, räumliche und zeitliche Probeentnahme erlaubten, die hydraulischen und hydrochemisehen Parameter des komplexen, porösen Grundwasserleiters des Pfynwaldes zu bestimmen. Sie ermöglichten ebenfalls, die an die verschiedenen Grundwasserkomponenten gebundenen Prozesse zu ermitteln. Während einer Bohrkampagne wurde ein Messnetz mit fünf Bohrungen erstellt, um Gesteinsproben zu entnehmen, Pump- und Tracerversuche durchzuführen. Jede einzelne angewandte Methode bestimmt in einem fest-definierten Milieu einen oder mehrere Parameter des Grundwasserleiters. Die Piezometrie liefert Informationen über die räumliche und zeitliche Verteilung der Grundwasserstände, der Fliesslinien, des hydraulischen Gradienten und der Anreicherungs- und Ausflussgebiete, während Pump- und Tracerversuche Permeabilität, Transportzeit der Tracer (Uranine, Bakteriophagen), Fliessgeschwindigkeit und effektive Porosität ermitteln lassen. Die Herkunft der Wässer (Niederschlag, Oberflächen- und Grundwasser) wurde mit Hilfe von stabilen Isotopen (Sauerstoff-18, Deuterium) bestimmt. Die Aufenthaltszeit im Aquifer konnte durch Tritium- und Radonkonzentrationen im Wasser berechnet werden. Die gleichzeitige Anwendung von mehreren Techniken erhöhte signifikant deren Kapazität, die verknüpften, hydrochemi sehen und hydraulischen Prozesse im Aquifer zu verstehen, schaffte die Möglichkeit, sie zu quantifizieren und zu vergleichen. In Zusammenarbeit mit R. Monnet vom geophysikalischen Institut der Universität Lausanne wurde eine praktische Wegleitung zur Diagnose und Intervention in einem porösen Grundwasserleiter entwickelt. Diese Wegleitung dient als praktischer Führer in den folgenden Fällen: Grund wassererkundung, Evaluation von Grundwasserqualität und -herkunft, Bestimmung der hydraulischen Eigenschaften eines porösen Aquifers und schliesslich Festlegung von Schutzzonen und Verschmutzungsrisiken. Diese Wegleitung zeigt die vorhandenen Techniken und Anwendungsgebiete jeder einzelnen Methode, was der einer solchen Studie verantwortlichen Person ermöglicht, die effizientesten unter ihnen auszuwählen. Stichwörter Hydrogeochemie, poröser Aquifer, Hydrogeologie, Prospektionsmethoden, quartäre Sedimente, sulfatreiche Wässer, Grundwasser - Oberflächenwasser Beziehung, Mischung, Wegleitung, Rhonetal, Schweiz M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Table des matières V Table des matières Résumé et mots clés I Abstract and key words II Zusammenfassung und Stichwörter m Tables des matières V Liste des tableaux X Liste des figures XI Remerciements XIV PARTIE I : Introduction 1 1. Introduction générale 1 1.1 Motivation et cadre du projet 1 1.2 Objectifs 1 1.3 Structure du mémoire 2 2. Etudes antérieures 3 PARTIE II : Investigations dans la zone du Bois de Finges 5 1. Description du site 5 1.1 Cadre géographique et climatique 5 1.1.1 Environnement général de l'étude 5 1.1.2 Situation géographique 5 1.1.3 Pluviométrie 6 1.1.4 Climat 7 1.2 Réseau d'observation des eaux souterraines et superficielles 7 1.3 Géologie 9 1.3.1 Introduction 9 1.3.2 Compilation des données historiques sur l'éboulement de Sierre 9 1.3.3 Description générale des lithologies 10 1.4 Hydrologie 12 1.4.1 Introduction 12 1.4.2 Le Rhône 13 1.4.3 Canal d'amenée Finges - Chippis 14 1.4.4 Canal des Fermes 14 1.4.5 Lacs de l'éboulement de Sierre 14 1.5 Hydrogéologie 14 1.5.1 Introduction 14 1.5.2 Compilation des données historiques 15 1.5.3 Description des aquifères 15 1.6 Hydrochimie 17 1.6.1 Introduction 17 1.6.2 Compilation des données historiques 18 1.6.3 Typologie chimique des eaux 18 1.7 Géophysique 19 1.7.1 Buts de l'étude 19 1.7.2 Méthodes utilisées 20 7.8 Interactions hydrauliques entre Vaquifère, les eaux de surface et le versant 21 1.8.1 Relation aquifère - Rhône 21 1.8.2 Relation aquifère - canal des Fermes 22 1.8.3 Relation aquifère-lacs 22 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial VI Table des matières 1.8.4 Relation aquifère - précipitation I irrigation 22 1.8.5 Relation aquifère - versant sud 23 1.8.6 Relation aquifère - cône de l'Illgraben 23 1.9 Commentaires 23 2. Investigations hydrogéologiques 25 2.1 Méthodologie 25 2.2 Régime des écoulements souterrains 26 2.2.1 Hautes eaux 26 2.2.2 Basses eaux 28 2.2.3 Battements naturels 29 2.2.4 Variations saisonnières observées à l'aide de mesures en continu 29 2.2.5 Conséquences de la mise hors service de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis 31 2.2.6 Zones aquifères multicouches 31 2.3 Jaugeages du canal des Fermes et ses affluents 33 2.3.1 Généralités 33 2.3.2 Tronçon Q6 - D2 33 2.3.3 Tronçon D2 - D4 34 2.3.4 Tronçon D4 - D5 35 2.3.5 Tronçon D5 - le Rhône 35 2.4 Campagne de forage sur le site PIl 35 2.4.1 Choix du site 35 2.4.2 Réalisation des forages 35 2.4.3 Piézométrie et structure de l'aquifère 36 2.4.4 Commentaires 37 2.5 Essais de pompage 38 2.5.1 Introduction 38 2.5.2 Forage Pl Ib lors de la campagne de forage 1997 38 2.5.3 Forages du site Pl 1 en période des hautes eaux 1998 39 2.5.4 Autres sites 39 2.5.5 Carte de perméabilité 40 2.6 Essais de traçage au site PIl 42 2.6.1 Introduction 42 2.6.2 Choix des traceurs 42 2.6.3 Essai de traçage n° 1 dans le Pl Ib du 17 novembre 1997 43 2.6.4 Répétition de l'essai n° 1 en période des basses eaux et des hautes eaux 1998 44 2.6.5 Essais de traçage dans le forage Pl la 46 2.6.6 Effet d'un piézomètre sur le régime d'écoulement souterrain 46 2.6.7 Détermination de la dispersion 47 2.6.8 Discussion / Conclusions 48 2.7 Composition minéralogique des sédiments du forage Plia 50 2.8 Echantillons de roche prélevés dans la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis 51 2.8.1 Généralités 51 2.8.2 Géochimie et aspect microscopique des roches 51 2.8.3 Origine des cornieules 53 2.8.4 Synthèse 53 2.9 Modélisation des écoulements souterrains 54 2.9.1 Introduction 54 2.9.2 Schéma conceptuel 54 2.9.3 Simulation de l'état des hautes eaux 1996 56 M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Table des matières vn 2.9.4 Simulation des teneurs en sulfate dissous pendant les hautes eaux 1996 58 2.9.5 Simulation de l'état des basses eaux 1998 60 2.9.6 Apports d'eau souterraine du Rhône et du versant sud 62 2.9.7 Commentaires 63 2.10 Conclusions 64 3. Investigations hydrochimiques 67 3.1 Méthodologie 67 3.1.1 Méthodes utilisées 67 3.1.2 Validations des analyses chimiques et isotopiques 68 3.2 Distribution spatiale des paramètres physico-chimiques 69 3.2.1 Minéralisation des hautes eaux 1996 69 3.2.2 Distribution générale des différents paramètres 70 3.2.3 Evolution spatiale des eaux le long de la coupe transversale N-Sdu sitePIl 73 3.2.4 Typologie des eaux 73 3.2.5 Différences temporelles de la minéralisation entre les basses eaux et les hautes eaux 1996 76 3.2.6 Commentaires 78 3.3 Diagraphies physico-chimiques 78 3.3.1 Introduction 78 3.3.2 Forages du site Pl 1 79 3.3.3 Forage P12 80 3.3.4 Autres forages 81 3.3.5 Commentaires 83 3.4 Prélèvements d'eau à différentes profondeurs 83 3.4.1 Généralités 83 3.4.2 Evolution verticale des eaux dans le forage Pl la 83 3.4.3 Evolution verticale des eaux dans le piézomètre P52 84 3.4.4 Evolution verticale des eaux dans le piézomètre P22 85 3.4.5 Commentaires 86 3.5 Evolution temporelle des eaux 86 3.5.1 Le Rhône 86 3.5.2 L'aquifère alluvial du Rhône 88 3.5.3 La plaine alluviale au pied du versant sud 92 3.5.4 L'aquifère triasique 95 3.5.5 La nappe artésienne du forage SA-12 98 3.5.6 Evolution temporelle des eaux le long de la coupe transversale N - S du site PIl 98 3.5.7 Evolution temporelle des eaux le long de l'écoulement principal NNE-SSW 102 3.5.8 Relations entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source Q6 104 3.5.9 Commentaires 107 3.6 Profil de conductivité et de température le long du canal des Fermes 108 3.7 Isotopes de l'eau 110 3.7.1 Isotopes stables de l'eau 110 3.7.2 Tritium 119 3.7.3 Radon-222 122 3.7.4 Uranium 234U et 238U 126 3.7.5 Conclusions 126 3.8 Modélisation des processus hydrochimiques 127 3.8.1 Validation des différents modèles hydrochimiques 127 3.8.2 Etat de saturation 127 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial vm Table des matières 3.8.3 Mélange d'eau 128 3.8.4 Transfert de masse entre une eau infiltrée de l'ancienne galerie d'amenée et une eau sulfatée calcique de la source Q6 132 3.8.5 Commentaires 133 3.9 Conclusions 134 4. Interactions géochimiques eau - roche 139 4.1 Introduction 139 4.2 Zone non-saturée 139 4.3 Influence du type d'aquifère sur le chimisme des eaux souterraines 139 4.4 Etat de saturation 140 4.5 Isotopes 141 4.6 Conclusions 141 5. Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 143 5.1 Introduction 143 5.2 Modèle hydrogéologique 145 5.2.1 Géologie 145 5.2.2 Hydrogéologie 148 5.3 Modèle hydrochimique 151 5.4 Commentaires 153 6. Conclusions 155 7. Discussion 155 PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 157 1. Conclusions 157 1.1 Généralités 157 1.2 Méthodes hydrogéologiques 157 1.3 Méthodes hydrochimiques 159 1.4 Le site du Bois de Finges 160 1.5 Méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux 161 2. Perspectives et recommandations 162 3. Références 165 3.1 Valais Central (Bois de Finges) 165 3.2 Hydrogéologie et hydrochimie 167 3.3 Géophysique 171 3.4 Publications et rapports dans le cadre du projet Bois de Finges 172 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 173 1. Annexes 173 Annexe 1 : Méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux 175 1. Buts 175 2. Introduction 175 3. Méthodologie 175 3.1 Aspects juridiques 175 3.2 Déroulement de l'étude 176 3.3 Structure de l'aquifère 176 3.4 Evaluation de la qualité de l'eau 177 3.4.1 Directives de qualité pour l'eau potable 177 3.4.2 Méthodes disponibles 177 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Table des matières DC 3.5 Détermination du potentiel de l'aquifère 178 3.5.1 Généralités 178 3.5.2 Essais sur échantillons 178 3.5.3 Diagraphies de forage 179 3.5.4 Essais de pompage 179 3.6 Implantation des forages d'exploitation 179 3.7 Délimitation des zones de protection 180 3.7.1 Généralités 180 3.7.2 Méthodes disponibles 180 4. Description des méthodes 182 4.1 Méthodes hydrogéologiques 182 4.1.1 Piézométrie 182 4.1.2 Jaugeage à la canne de Jens 182 4.1.3 Caractéristiques d'un piézomètre d'observation de la nappe aquifère 183 4.1.4 Essai de pompage 183 4.1.5 Essai de traçage 183 4.1.6 Analyse diffractométrique (roche totale) 184 4.1.7 Modélisation hydrogéologique 184 4.2 Méthodes hydrochimiques 185 4.2.1 Mesures, analyses et échantillonnage des eaux souterraines 185 4.2.2 Diagraphies physico-chimiques 187 4.2.3 Isotopes de l'eau 188 4.2.4 Modélisation hydrochimique 188 4.3 Méthodes géophysiques 190 4.3.1 Géophysique de surface 190 4.3.2 Géophysique de forage 194 5. Discussion des méthodes 198 6. Organigrammes et tableaux synthétiques 199 Annexe 2 : Données techniques des piézomètres et forages 211 Annexe 3 : Points de jaugeage à la canne de Jens et les débits mesurés sur les hautes eaux 1996, 1997 et 1998, ainsi que sur les basses eaux 1997 et 1998. 213 Annexe 4 : Débits drainés par tronçon du canal des Fermes sur les basses eaux et les hautes eaux 1998; débit positif = recharge du canal, débit négatif = décharge du canal. 213 Annexe 5 : Essais de pompage réalisés sur les eaux souterraines du Bois de Finges. 214 Annexe 6 : Données d'injection des essais de traçage n° 1 à 6 sur le site Pl 1. 214 Annexe 7 : Caractéristiques des échantillons de roche pris dans la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis, classés par distance croissante depuis le portail est. 215 Annexe 8 : Points d'échantillonnage et analyses chimiques. 216 Annexe 9 : Réseau d'observation du Bois de Finges. 232 2. CD-Rom 233 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial X Liste des tableaux Liste des tableaux Tableau I : Lexique des principaux noms de lieu bilingue 5 Tableau 2 : Nomenclature utilisée pour les différents points de mesure 8 Tableau 3 : Campagnes de mesure et de prélèvement des eaux entre 1992 et 1995 18 Tableau 4 : Relevés piézométriques avant, pendant et 1 h après la remontée de l'essai de pompage dans le forage Pl Ib 38 Tableau 5 : Débit pompé et rabattement de la nappe souterraine pour les essais de pompage effectués dans les cinq piézomètres du site PIl 39 Tableau 6 : Classes de perméabilité, ainsi que nombre de mesures, perméabilité moyenne et épaisseur saturée moyenne de l'aquifère pour chacune des classes 40 Tableau 7 : Résultats de l'uranine et du bacteriophage H40 pour l'injection dans le piézomètre PlIb (essai de traçage n° 1) 44 Tableau 8 : Résultats de l'uranine et du bacteriophage H40 pour les essais de traçage n° 1 à 3 45 Tableau 9 : Temps de transport moyen, vitesse moyenne du traceur, dispersivité longitudinale et coefficient de dispersion longitudinale 47 Tableau 10 : Classes de perméabilité, ainsi que nombre de mesures, perméabilité moyenne et épaisseur saturée moyenne de l'aquifère pour chacune des classes 56 Tableau 11 : Comparaison des flux simulés par le logiciel FEELOW sur les basses eaux 1998 et les hautes eaux 1996 63 Tableau 12 : Concentration et écart type des échantillons répétés dans les différentes séries d'analyse du laboratoire GEA (Inst. de géologie, Université de Neuchâtel) 69 Tableau 13 : Types chimiques des eaux souterraines et du Rhône 73 Tableau 14 : Points de mesures mensuelles et leurs temps de réaction aux événements pluvieux et à l'apport d'eau infiltrée du Rhône 108 Tableau 15 : Points de mesure utilisés pour calculer la relation entre l'oxygène-18 et l'altitude moyenne de la zone d'infiltration 115 Tableau 16 : Altitudes minimales, moyennes et maximales des zones d'infiltration calculées avec différentes formules pour l'oxygène-18 117 Tableau 17 : Proportions d'eau de l'aquifère alluvial du Rhône et de l'eau sulfatée du versant sud dans la zone de mélange, calculées à partir des concentrations en tritium 120 Tableau 18 : Proportions d'eau des pertes de l'ancienne galerie Finges - Chippis et de l'eau sulfatée de la source Q6, calculées à partir des concentrations en tritium 121 Tableau 19 : Comparaison des indices de saturation des minéraux sélectionnés calculés par PHREEQCI, SOLMINEQ88 et NETPATH 127 Tableau 20 : Modèle à deux composantes (PHREEQCI) pour calculer les différentes eaux de mélange dans l'aquifère alluvial du Rhône en période de hautes eaux 129 Tableau 21 : Modèle de transfert de masse entre une eau infiltrée de l'ancienne galerie Finges - Chippis et une eau de la source Q6 (NETPATH) 133 Tableau 22 : Matrice des coefficients de corrélation r des espèces chimiques majeures et des isotopes stables de l'eau sur les 506 échantillons prélevés 137 Tableau 23 : Solubilité des différents minéraux dans l'eau à 25 0C et 1 bar 141 Tableau 24 : Données synthétiques sur l'ensemble des paramètres de l'aquifère poreux complexe du Bois de Finges 161 M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Liste des figures XI Liste des figures Figure I : Localisation du Bois de Finges en Suisse et situation générale 6 Figure 2 : Réseau d'observation du Bois de Finges 8 Figure 3 : Carte schématique des principales unités géologiques du Bois de Finges 11 Figure 4 : Niveau journalier du Rhône à la station de jaugeage de Sion (SHGN LOO) 13 Figure 5 : Carte avec la distribution des équipotentielles en période de hautes eaux du 8 août 1996 16 Figure 6 : Coupe géologique B - B' à travers la vallée du Rhône 17 Figure 7 : Carte avec la distribution des teneurs en sulfate en mg/1 observées en août 1996 19 Figure 8 : Cartes des niveaux d'eau en période des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998 27 Figure 9 : Variations saisonnières des niveaux d'eau souterraines aux piézomètres P14, Pl6 et SA-13 acquis par des acquisiteurs automatiques de type Madd 30 Figure 10 : Relevé lithologique du forage P32 et position des piézomètres 32 Figure 11 : Relevé lithologique du forage P62 et position des piézomètres 32 Figure 12 : Points de jaugeage à la canne de Jens 33 Figure 13 : Evolution du débit, de la conductivité et de la température le long du canal des Fermes 34 Figure 14 : Emplacement des forages du site PIl 36 Figure 15 : Relevé lithologique du forage carotté Plia 37 Figure 16 : Carte et classes de perméabilité obtenues par des essais de pompage 41 Figure 17 : Courbes de restitution de l'uranine et du bacteriophage H40 pour l'essai de traçage n° 1 43 Figure 18 : Courbes de restitution de l'uranine et du bacteriophage H40 pour les essais de traçage n° 1 à 3 45 Figure 19 : Comparaison des courbes observées et simulées pour l'essai de traçage n° 1 48 Figure 20 : Comparaison des courbes de l'uranine, des bacteriophages H40 et MS2 pour l'essai n° 2 49 Figure 21 : Evolution verticale des fractions minéralogiques de la roche totale du forage Plia 50 Figure 22 : Coupe géologique horizontale simplifiée de la galerie d'amenée Finges - Chippis et position des échantillons de roche 51 Figure 23 : Fractions minéralogiques de la roche totale des échantillons pris dans la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis 52 Figure 24 : Géométrie du réseau des éléments du modèle numérique 55 Figure 25 : Modèle d'écoulement réalisé avec FEFLOW en période des hautes eaux 1996 57 Figure 26 : Ecart entre les hauteurs d'eau mesurées et simulées pour les hautes eaux 1996 58 Figure 27 : Carte de répartition des concentrations en sulfate dissous pour les hautes eaux 1996, simulée avec le modèle FEFLOW 59 Figure 28 : Ecart entre les teneurs en sulfate mesurées et simulées pour les hautes eaux 1996 60 Figure 29 : Modèle d'écoulement réalisé avec FEFLOW en période des basses eaux 1998 61 Figure 30 : Ecart entre les hauteurs d'eau mesurées et simulées pour les basses eaux 1998 62 Figure 31 : Organigramme des méthodes hydrogéologiques utilisées 65 Figure 32 : Carte de conductivité électrique des hautes eaux observées le 8 août 1996 70 Figure 33 : Diagrammes de concentration des espèces chimiques en période des hautes eaux 1996 présentés en fonction du sulfate 72 Figure 34 : Coupe hydrochimique N-S à travers la vallée du Rhône 74 Figure 35 : Diagramme logarithmique des différents types d'eau 75 Figure 36 : Carte des variations spatio-temporelles de la conductivité électrique 77 Figure 37 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage Plia effectuées au repos 79 Figure 38 : Trois diagraphies physico-chimiques du forage P12 effectuées au repos 80 Figure 39 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage P12 au repos et en cours de pompage 81 Figure 40 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage SA-12 au repos et en cours de pompage 82 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial xn Liste des figures Figure 41 : Diagraphies physico-chimiques dans le piézomètre P52 au repos et en pompage 82 Figure 42 : Evolution verticale des principales espèces chimiques dans le forage Plia 84 Figure 43 : Evolution verticale des principales espèces chimiques dans le piézomètre P52 85 Figure 44 : Evolution verticale des principales espèces chimiques dans le piézomètre P22 86 Figure 45 : Evolution temporelle des paramètres physiques et chimiques du Rhône 87 Figure 46 : Concentrations des espèces chimiques du forage P12 présentées en fonction du sulfate 89 Figure 47 : Variations saisonnières des paramètres physiques et chimiques du forage P12 90 Figure 48 : Variations saisonnières du niveau piézométrique, de la conductivité électrique et de la température pour les piézomètres PIl et Pl Ib 91 Figure 49 : Concentrations des espèces chimiques du piézomètre P52 en fonction du sulfate 93 Figure 50 : Variations saisonnières des paramètres physiques et chimiques du piézomètre P52 94 Figure 51 : Variations saisonnières des paramètres physiques et chimiques de la source Q6 96 Figure 52 : Concentrations des espèces chimiques de la source Q6 présentées en fonction du sulfate 97 Figure 53 : Variations saisonnières des paramètres physiques et chimiques du forage SA-12 99 Figure 54 : Concentrations des espèces chimiques du forage SA-12 en fonction du sulfate 100 Figure 55 : Evolution temporelle des eaux souterraines le long d'une coupe transversale N-S 101 Figure 56 : Evolution temporelle des eaux souterraines le long de l'écoulement principal NNE-SSW 103 Figure 57 : Relations entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source Q6 105 Figure 58 : Corrélation entre les mesures automatiques de la température et de la conductivité électrique acquises à la source Q6 106 Figure 59 : Profil de conductivité et de température de l'eau Ie long du canal des Fermes en période des hautes eaux 1998 109 Figure 60 : Profil de conductivité et de température de l'eau le long du canal des Fermes en période des basses eaux 1999 109 Figure 61 : Carte de la distribution spatiale des teneurs en oxygène-18 sur les hautes eaux 1996 111 Figure 62 : Variations temporelles des teneurs de l'oxygène-18 pour quatre points de mesure 112 Figure 63 : Relation entre l'oxygène-18 et le deuterium 114 Figure 64 : Relation entre l'oxygène-18 et l'altitude 116 Figure 65 : Répartition entre l'oxygène-18 et la teneur en sulfate 118 Figure 66 : Variations saisonnières de la concentration du radon 222Rn 123 Figure 67 : Evolution temporelle des teneurs du radon 222Rn lors d'un essai de pompage 124 Figure 68 : Profil du radon 222Rn des eaux émergeant dans le canal des Fermes 125 Figure 69 : Corrélation entre la concentration du radon 222Rn et la conductivité électrique, respectivement la température des eaux émergeant dans le canal des Fermes 125 Figure 70 : Comparaison des concentrations du calcium et du magnésium mesurées sur les hautes eaux 1996 et celles simulées avec un modèle de mélange 130 Figure 71 : Comparaison des concentrations du calcium et du magnésium mesurées mensuellement au P12, P52 et Q6, et celles simulées avec un modèle de mélange 131 Figure 72 : Comparaison des concentrations du calcium et du magnésium mesurées mensuellement au P56, P33 et SA-12, et celles simulées avec un modèle de mélange 132 Figure 73 : Organigramme des méthodes hydrochimiques utilisées 135 Figure 74 : Diagramme de Piper des 506 échantillons d'eau prélevés entre juin 1996 et mai 1999 136 Figure 75 : Carte schématique des principales formations géologiques rencontrées dans le Bois de Finges et position des différentes coupes hydrogéologiques 143 Figure 76 : Profil géologique à travers la vallée du Rhône avec les unités principales 144 Figure 77 : Coupes transversales passant à travers les alluvions fluviatiles du Rhône 146 Figure 78 : Coupes transversales passant à travers les dépôts de l'éboulement de Sierre 147 Figure 79 : Coupes longitudinales le long de l'axe de la vallée du Rhône 149 Figure 80 : Bloc-diagramme du modèle hydrogéologique conceptuel du site du Bois de Finges 150 M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Liste des figures xm Figure 81 : Evolution spatio-temporelle du chimisme de l'eau le long de l'écoulement principal 152 M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial XIV Remerciements Remerciements Au terme de mon travail, il m'est agréable de remercier les personnes et les organismes qui ont contribué à la réalisation de ce projet de recherche. Mes remerciements s'adressent tout d'abord au Professeur François Zwahlen, directeur du Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel, et au Dr François-David Vuataz, requérant principal de ce projet de recherche. Je les remercie de leur confiance, ainsi que d'avoir suivi cette recherche avec grand intérêt et de m'avoir prodigué de judicieux conseils. Pour la relecture du manuscrit et l'honneur qu'ils me font en faisant partie du jury je remercie le Professeur François Zwahlen et le Dr François-David Vuataz du Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel, le Professeur Karl Föllmi de l'Institut de géologie de l'Université de Neuchâtel, Madame le Professeur Dominique Chapellier de l'Institut de géophysique de l'Université de Lausanne, le Professeur Jacques Mudry de l'Université de Franche-Comté, France, le Dr Heinz Surbeck de la Section de surveillance de la radioactivité de l'Université de Fribourg et M. Jean-Daniel Rouiller, directeur du Centre de recherche sur l'environnement alpin à Sion (CREALP) et géologue cantonal du Valais. Je tiens à remercier pour le soutien financier du Fonds National Suisse pour la Recherche Scientifique (projet de recherche FINGES subsides n° 21-43477.95 et n° 20-52289.97). Un grand merci aussi aux responsables qui ont ouvert les portes de leurs laboratoires et aux personnes qui y ont assuré les analyses des eaux. Au GEA de l'Institut de géologie de l'Université de Neuchâtel, dirigé par le Professeur Karl Föllmi et le Dr Philipp Steinmann. Au Dr Heinz Surbeck de la Section de surveillance de la radioactivité de l'Université de Fribourg pour m'avoir fait partager ses compétences scientifiques dans le domaine des radionucléides et plus particulièrement du Radon. Je tiens également à exprimer ma reconnaissance à M. Jean-Daniel Rouiller, directeur du Centre de recherche sur l'environnement alpin à Sion (CREALP), pour son soutien et ses conseils. Je remercie vivement tous ceux avec qui j'ai eu une excellente collaboration : Charly Berthod du bureau Ch. Berthod à Sierre, Jérôme Jacquod du bureau Norbert SA à Martigny, Jean-Marc Rey et Pascal Ornstein du Centre de recherche sur l'environnement alpin à Sion et Pierre-Alain Oggier du Service des routes et des cours d'eau de l'État du Valais à Sion. Enfin, je témoigne mon amitié à tous mes collègues de l'Université de Neuchâtel et à ma famille dont les remarques et le soutien m'ont permis de mener à bien ce travail. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE I : Introduction 1 PARTIE I : Introduction 1. Introduction générale 1.1 Motivation et cadre du projet La connaissance des paramètres hydrauliques et du transport de masse dans un aquifère régional est indispensable dans de nombreuses études sur les eaux souterraines, telles que la délimitation des zones de protection, la surveillance de décharges et de la contamination des eaux, ainsi que l'évaluation des ressources. La quantification de ces paramètres nécessite généralement l'exécution d'un réseau relativement dense et par conséquent coûteux de piézomètres et forages pour des investigations dans les trois dimensions. Le projet de recherche a débuté en avril 1996 et a fait l'objet d'un financement du Fonds National Suisse pour la Recherche Scientifique pendant quatre ans (FN n° 21-43477.95 et n° 20- 52289.97). Les travaux de ce projet de recherche du Fonds National Suisse ont été menés conjointement par deux doctorants, M. M. Schiirch, hydrogéologue au Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel (Dr F.-D. Vuataz, requérant principal) et M. R. Monnet, géophysicien à l'Institut de géophysique de l'Université de Lausanne (Prof. D. Chapellier, corequérante du projet). Un soutien matériel et logistique a été apporté sur place par le Service des routes et des cours d'eau de l'État du Valais, le Centre de recherche sur l'environnement alpin à Sion (J.-D. Rouiller, directeur, corequérant du projet), ainsi que par le bureau d'études géologiques Ch. Berthod à Sierre. Un aspect original de ce projet de recherche a été la collaboration permanente entre les deux doctorants. En effet, le géophysicien et l'hydrogéologue ont travaillé ensemble, notamment pour les campagnes de terrain et pour l'élaboration d'une méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux. Leurs objectifs communs les ont obligé de se familiariser chacun avec le domaine de l'autre. 1.2 Objectifs Le but principal de ce projet de recherche consistait à mettre au point, comparer et intégrer plusieurs méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques pour obtenir les principaux paramètres hydrauliques et du transport de masse dans un aquifère poreux complexe. Dans le détail, il s'agissait de déterminer les aspects suivants : • Caractérisation de l'aquifère alluvial du secteur du Bois de Finges. • Détermination de la conductivité hydraulique, de la porosité et des débits qui transitent dans plusieurs sections de la vallée. • Évaluation des différents apports d'eau à la nappe et leurs mélanges respectifs (nappe en amont, Rhône, versant sud, galerie d'amenée Finges - Chippis, canaux, précipitations). • Quantification des paramètres du transport de matière dissoute dans l'eau (advection, dispersion, diffusion, retardement). • Comparaison des résultats des différentes méthodes utilisées (méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques). • Élaboration d'une méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux, notamment pour une prospection d'eau, ainsi que pour déterminer les propriétés d'un M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 2 PARTIE I : Introduction aquifère graveleux, pour évaluer la qualité de l'eau et finalement pour délimiter les zones de protection. Les méthodes et les outils utilisés lors de ce projet de recherche se regroupent en trois familles principales. 1. Hydrogéologie : essais de pompage, essais de multitraçage, cartes piézométriques et de la direction des écoulements souterrains, carte de conductivité hydraulique, étude des variations saisonnières du régime d'écoulement (battement naturel, gradient hydraulique, vitesse et direction de l'écoulement), coupes géologiques et hydrogéologiques de l'aquifère, jaugeages des cours d'eau, modélisation des écoulements souterrains, bilan de la nappe. 2. Hydrochimie : suivi spatio-temporel des paramètres chimiques et isotopiques des eaux, origine des composantes dissoutes dans l'eau, quantification des mélanges, diagraphies des paramètres physico-chimiques dans les forages, cartes des paramètres chimiques et isotopiques de l'eau, simulation de l'évolution chimique des fluides, modélisation du transport de matière dissoute. 3. Géophysique : diagraphies dans les forages (sondes nucléaires, sondes de température et de résistivité, débitmètre thermique et dilution technique), géophysique de surface (traîner électrique, résistivité, sondages électriques et profils multi-électrodes), faciès géophysiques, modélisation tridimensionnelle de la lithologie et des paramètres hydrauliques. 1.3 Structure du mémoire Le mémoire résultant des travaux de recherche effectués au Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel comporte quatre parties : l'introduction générale, les investigations réalisées dans la zone du Bois de Finges, la méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux et, finalement, les conclusions et les références. La première partie présente le cadre et les objectifs du projet Bois de Finges financé par le Fonds National Suisse pour la Recherche Scientifique, ainsi que les études antérieures. La deuxième partie décrit les méthodes hydrogéologiques et hydrochimiques qui ont été appliquées sur le site du Bois de Finges, ainsi que l'interprétation des données acquises. Les méthodes hydrogéologiques utilisées sont la piézométrie, les jaugeages et la modélisation hydrogéologique, tandis qu'une campagne de forage a permis de prélever des échantillons de roche et d'effectuer des essais de pompage et des essais de traçage. Les méthodes hydrochimiques appliquées sont l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, la diagraphie multiparamètres, les isotopes, l'enregistrement en continu des paramètres physico- chimiques et la modélisation hydrochimique. Ces différentes méthodes ont été appliquées au site du Bois de Finges pour déterminer les conditions hydrauliques et chimiques de l'aquifère alluvial de la plaine du Rhône, ainsi que pour mieux comprendre les conditions où ces méthodes peuvent être utilisées (environnement, effet d'échelle). Les conclusions finales et les références bibliographiques se trouvent dans la troisième partie. Dans la quatrième partie, contenant les annexes et un CD-Rom, une méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux a été développée à partir des méthodes utilisées au cours de ce projet de recherche. Cette méthodologie sert comme un guide pratique dans les cas suivants : prospection d'eau, évaluation de la qualité et de l'origine de l'eau, détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère et finalement, délimitation des zones de protection et des risques de contamination d'un aquifère poreux. Ce guide pratique s'adresse aux divers responsables de l'approvisionnement en eau potable (autorités, ingénieurs, hydrogéologues). En effet, il constitue une aide générale, qui doit être adaptée pour chaque étude en fonction des besoins. Ce guide pratique présente les outils disponibles sur le terrain, dans le laboratoire et sur ordinateur à l'aide d'organigrammes et de tableaux. De plus, il décrit la démarche, par laquelle M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE I : Introduction 3 les méthodes géophysiques, hydfogéologiques et hydrochimiques peuvent être utilisées dans la pratique. Enfin, le CD-Rom contient tous les documents des textes, ainsi que des figures et des annexes. 2. Etudes antérieures Dès la fin du 19e siècle, l'intérêt des géologues pour l'étude de la zone du Bois de Finges s'est manifesté, particulièrement en raison de l'éboulement de Sierre déjà reconnu par GERLACH (1883) et LUGEON (1898) (cf. Chapitre II.1.3.2). Dans le secteur du Bois de Finges, une première étude hydrogéologique a été effectuée par Gagnebin (1948) sur une source d'eau potable émergeant de dépôts calcaires limoneux de l'éboulement de Sierre. Les récents projets de la route nationale N9 (SCHWERY 1990) et de la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis (NORBERT 1992) ont nécessité de nouvelles études hydrogéologiques dans le secteur du Bois de Finges. Les premières mesures piézométriques de la nappe souterraine datent de l'année 1987, réalisées par CLAVIEN (1987) sur les forages de reconnaissance pour la route nationale N9 (cf. Chapitre II. 1.5.2). Une étude est en cours depuis quelques années, afin de déterminer les modifications hydrogéologiques apportées par la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis, principalement en ce qui concerne l'alimentation des lacs de l'éboulement de Sierre (BERTHOD 1994, 1995). L'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis, construite entre 1908 et 1911, détourne une partie des eaux du Rhône depuis la prise d'eau de Susten jusqu'à une usine électrique à Chippis (cf. Chapitre II. 1.4.3). L'eau sulfatée calcique infiltrant des roches évaporitiques a provoqué des dégâts importants au revêtement de la galerie d'amenée. Plusieurs fois, la route cantonale a été inondée par les pertes de la galerie. Du fait de la diminution des eaux à turbiner à cause des pertes de l'ancienne galerie, la société RHOWAG a décidé de construire une nouvelle galerie sur la zone constituée de gypses et d'anhydrites. JACQUOD (1995) décrit l'hydrogéologie et les problèmes géotechniques rencontrés au cours du percement de la nouvelle galerie. Finalement, de nombreuses études limnologiques (SCHANZ et al. 1986) et biologiques (BlLLE & WERNER 1986) ont été réalisées sur la zone du Bois de Finges. Grâce à son climat continental, le Valais central a conservé un bon nombre d'espèces qui ont disparu du reste de la Suisse à la suite des derniers changements climatiques. Pour la même raison, le pin a beaucoup moins régressé en Valais qu'au nord des Alpes. Le Bois de Finges a donc gardé une bonne partie de son héritage de plantes d'Europe orientale et de Méditerranée. C'est ce mélange d'influences qui confère à la forêt de Finges son caractère unique, mais aussi sa fragilité. Le travail de Mamin (1996) constitue l'ouvrage de référence concernant la description de l'important réseau d'observation des eaux souterraines et superficielles du secteur du Bois de Finges. De plus, Mamin (1996) présente une caractérisation des différents types d'eau et propose un premier modèle conceptuel des différentes nappes, des systèmes d'écoulement et du chimisme des eaux. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 5 PARTIE II : Investigations dans la zone du Bois de Finges 1. Description du site 1.1 Cadre géographique et climatique 1.1.1 Environnement général de l'étude Dans la vallée du Rhône en amont de la ville de Sierre (Valais central), l'aquifère des alluvions du Rhône se trouve dans une situation particulière propice à ce genre d'étude. En effet, dans le Bois de Finges, de nombreux forages, piézomètres, sources, canaux d'irrigation et petits lacs sont disponibles pour l'observation des eaux. Des interactions entre l'aquifère des alluvions, le Rhône et des écoulements provenant du versant sud existent et l'on constate que les caractéristiques hydrauliques et physico-chimiques de l'aquifère des alluvions sont très variables dans l'espace et au cours du temps. D'autre part, cette zone est soumise à de nombreuses contraintes environnementales : une ville et des activités industrielles en aval, des activités agricoles sur toute la zone du Bois de Finges, des gravières, des sites de décharge, des routes et une future autoroute. Le lit et le cycle annuel du Rhône redeviendront plus ou moins naturels dans la plaine, car les digues retenant les crues ont été déplacées, permettant la création de nouvelles surfaces inondables. Finalement, le Bois de Finges est considéré comme un site d'intérêt national notamment en raison de sa forêt de pins en zone alluviale. 1.1.2 Situation géographique Le Bois de Finges se situe dans la vallée du Rhône à l'amont de la ville de Sierre, canton du Valais, sud de la Suisse. La figure 1 positionne le Bois de Finges en Suisse et montre la situation générale. Le secteur du Bois de Finges contient toute la zone de la plaine du Rhône entre Sierre et Susten, inclue des forêts, ainsi que des prairies, des champs cultivés et le Rhône. La zone d'étude est délimitée au nord par le Rhône et au sud par le Gorwetschgrat. L'altitude au niveau de la plaine du Rhône varie entre 542 à Milljere et 636 m s/mer au Perischuhubil (figure 2). Pour le Gorwetschgrat, l'altitude maximale est 2025 m. Le Bois de Finges marque la frontière linguistique entre le Valais romand et le Valais alémanique. Les noms de lieu sont ainsi souvent doubles (tableau 1). Tableau 1 : Lexique des principaux noms de lieu bilingue. Nom français Nom alémanique Finges Pfyn Bois de Finges Pfynwald Canal des Fermes Büttenbach Ferme de Finges Landgut Pfyn Le Rhône Rotten La Souste Susten Loèche Leuk Salquenen Salgesch Sierre Siders M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 6 PARTIE II : Description du site Figure 1 : Localisation du Bois de Finges en Suisse et situation générale. 1.1.3 Pluviométrie La station météorologique ISM la plus proche du Bois de Finges se situe à Sierre. La précipitation annuelle à cette station météorologique varie entre 454 en 1984 et 905 mm en 1995 avec une valeur moyenne de 692 mm pour la période 1980 - 1999. La précipitation annuelle moyenne lors de la période de ce projet de recherche (1996 - 1999) est de 641 mm, qui est nettement supérieure à la moyenne de 587 mm entre 1901 et 1960, ce qui en fait l'une des régions les plus sèches de la Suisse. L'année 1995 a été exceptionnelle du point de vue de la pluviométrie. Les pointes particulières de cette année se situent en janvier avec 213 mm, en février avec 136 mm et en mai avec 102 mm. La pluviométrie change rapidement dès que l'on s'élève sur les versants. L'augmentation des précipitations pour la station ISM de Montana est environ de 50 %. Cette station de mesure se situe sur la rive droite du Rhône à 1508 m. Sur le Gorwetschgrat au sud du Bois de Finges, l'Atlas hydrologique de la Suisse (SHGN 1992) indique une précipitation annuelle extrapolée de 1500 mm. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 7 Une station météorologique privée se trouve à la Ferme de Finges. Les données de cette station, gérées par Monsieur F. Bieri du Landgut AG Pfyn, correspondent à ceux mesurées à la station ISM à Sierre. 1.1.4 Climat Des microclimats peuvent s'établir dans une région topographique complexe comme le Bois de Finges avec les collines de l'éboulement de Sierre, le cône de déjection de l'Illgraben et les pentes raides du Gorwetschgrat. Par temps clair en hiver, l'air se refroidit sur les pentes nord du Gorwetschgrat et s'écoule vers la plaine du Rhône. Dans la dépression de la Ferme de Finges où l'air froid s'accumulera en un "lac" qui s'étendra en aval de Sierre. Si la masse refroidie est plus importante, elle peut noyer les versants jusqu'à une altitude de 30 à 50 m au-dessus du niveau du Rhône (ROTEN 1964). De ce "lac" d'air froid, le cône de déjection de l'Illgraben et les collines de l'éboulement de Sierre émergent. Les sommets du cône et des collines sont toujours le lieu le plus chaud de cette portion du sillon rhodanien. A cause de ce microclimat, il faut distinguer entre la plaine du Rhône et le versant nord. La plaine du Rhône du Bois de Finges ne reçoit pas d'ensoleillement pendant deux mois en hiver. Elle est surtout caractérisée par une température très basse en hiver (environ -10 0C). Par contre, le versant nord de la vallée du Rhône est ensoleillé toute l'année. L'étude climatologique pour la route nationale N9 Sierre - Brigue (SRCE 1984) a aussi détecté ces grandes différences de température entre la plaine du Rhône est le versant nord. En été, la région du Bois de Finges se caractérise par une température d'air très élevée (environ 30 0C) qui chauffe fortement le sol sablo-graveleux de la plaine alluviale du Rhône. L'évapotranspiration est donc importante à cet endroit. Très rarement, en automne ou au printemps, le foehn se manifeste par un violent courant d'air qui descend la vallée du Rhône en amont de Sion. 1.2 Réseau d'observation des eaux souterraines et superficielles Le réseau d'observation du Bois de Finges contient environ soixante piézomètres, 11 forages équipés, 9 forages non équipés, 10 sources, le Rhône, des canaux et des lacs (figure 2). Leur répartition sur l'aquifère n'est pas uniforme. Les points de mesure, surtout les forages, sont concentrés le long de la route cantonale (future route nationale) au pied du versant sud. Dans le but d'améliorer les connaissances de la structure de l'aquifère, une campagne de forage a été réalisée en 1997 sur le site du piézomètre Pl 1 lors du projet de recherche FN Finges. Les caractéristiques de chaque forage et piézomètre sont données dans l'annexe 2. Cette annexe indique les différents types de forage, les longueurs forées, la position de la crépine, les cotes du sol et du repère des piézomètres. Un inventaire des sources a été réalisé par BERTHOD (1994). Les sources pérennes les plus importantes se situent au pied du versant sud. Quelques-unes sont drainées sous la route cantonale Sierre - Brigue. Trois stations de jaugeages automatiques ont été installées par l'entreprise RHOWAG de Chippis à la sortie du lac de pompage Ml, à l'entrée du Grossee M2 et à la sortie du Pfaffaretsee M3. En raison de la faible pente ces jaugeages sont effectués par un débitmètre à ultrasons (BERTHOD 1995). Les points de mesure M2 et M3 permettent de surveiller le bilan hydraulique des lacs. La station Ml observe les variations saisonnières des sources drainées sous la route cantonale. De nombreux points de mesure ont été choisis le long du canal des Fermes et des M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 8 PARTIE II : Description du site bisses pour effectuer des jaugeages à la canne de Jens dans le but de quantifier les recharges et décharges souterraines du canal des Fermes. Figure 2 : Réseau d'observation du Bois de Finges (d'après MAMIN 1996) montrant les différents types de forages et de points de mesures superficielles. Le tableau 2 indique la nomenclature utilisée pour les différents points de mesure. Tableau 2 : Nomenclature utilisée pour les différents points de mesure (d'après Mamin 1996). Code Description Exemples SA-I Forage de reconnaissance pour l'autoroute SA-12 Pl Piézomètre PIl Pl-I, Pl-2 Forage à piézomètres multiples P32-1, P32-2 Ql Source Q6 QD-I Source drainée sous la route cantonale QD-2 Ml Limnigraphe Ml Les mesures du Rhône proviennent de la station de jaugeage de Sion (SHGN LOO) et du barrage de Susten. Les affluents étant relativement importants entre le Bois de Finges et Sion (principalement la Borgne, la Lienne et la Navisence), ces données doivent être interprétées de manière qualitative. Au barrage de Susten, RHOWAG mesure manuellement et irrégulièrement le débit du canal d'amenée Finges - Chippis (canal FMR) et le débit du trop-plein alimentant le lit du Rhône. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 9 1.3 Géologie 1.3.1 Introduction Dès la fin du 19e siècle, l'intérêt des géologues pour l'étude du Bois de Finges s'est manifesté particulièrement en raison de l'éboulement de Sierre reconnu déjà par GERLACH (1883) et à nouveau décrit par LUGEON (1898, 1910 et 1918). Ensuite, à part les travaux de NUSSBAUM (1942) et BURRI (1955) traitant de la même problématique, la géologie de la région du Bois de Finges comme le souligne BURRI (1997) "ne semble pas avoir beaucoup excité la curiosité des géologues ces dernières décennies". Toutefois en raison de ses richesses naturelles d'importance régionale et nationale, et de la nécessité d'améliorer la fluidité des liaisons routières et ferroviaires sur l'axe international du Simplon, de nombreux travaux ayant trait notamment à l'hydrogéologie régionale ont été entrepris ces dernières années, soit par des bureaux d'études géologiques privés (NORBERT 1992, BERTHOD 1995) soit dans un cadre plus académique sous la forme de travaux de diplômes universitaires (JACQUOD 1995, MAMIN 1996, JAWECKI 1996, Casacci 1997, Kleiner 1998, Furrer 1998). Les paragraphes qui suivent donnent un aperçu rapide des principales observations publiées ayant trait à l'éboulement de Sierre. Ensuite, les lithologies rencontrées sur la zone étudiée dans ce travail et présentant une importance quant à la compréhension des caractéristiques hydrogéologiques de la nappe alluviale du Rhône dans la zone du Bois de Finges, seront décrites. 1.3.2 Compilation des données historiques sur l'éboulement de Sierre GERLACH (1883) est le premier à décrire l'éboulement de Sierre dont l'apparente homogénéité des constituants lui permet de déterminer la provenance : les hauteurs de la rive droite du Rhône au-dessus de Salgesch. Il reconnaît, de même que LUGEON (1918) la présence de diamictes à galets rhodaniens sous la masse éboulée. LUGEON (1898) décrit quant à lui plusieurs "faciès" dans l'éboulement alors qu'il observe les collines de Sierre "formées tantôt de blocs énormes, tantôt de fragments triturés à l'extrême". C'est également LUGEON (1898, 1910) qui décrit les alluvions rhodaniennes et signale la présence de moraine rhodanienne par-dessus les matériaux de l'éboulement lui faisant dire que l'éboulement s'est produit dans une vallée vide et qu'ensuite lors d'une phase de récurrence le glacier du Rhône a recouvert les collines de sa moraine. NUSSBAUM (1942) observe que la plupart des moraines trouvées dans l'éboulement contiennent des Grès de Taveyanne ce qui l'autorise à affirmer que l'origine de ces matériaux est située en rive droite de la vallée du Rhône. Il observe ce type de moraine soit sur l'éboulement soit en lentille dans la masse éboulée soit encore en masses informes remaniées avec du matériel issu de l'éboulement. Ces diverses constatations le conduisent à penser que l'éboulement de Sierre s'est produit après le stade glaciaire de Bühl, probablement au début du stade de Gschnitz. BURRI (1955) note que le matériel de l'éboulement se rencontre sous deux aspects, un dépôt de couleur bleue, essentiellement constitué de gros blocs de calcaires généralement non cimentés et conservant l'ancienne stratification, surmonté par du matériel jaune, terreux, sans gros blocs, fortement broyé et le plus souvent cimenté. A l'instar de ces prédécesseurs, il relève l'existence de dépôts morainiques sous la masse éboulée qu'il considère s'être affaissée vers la fin de la dernière glaciation (Wurm) alors que le fond de la vallée était encore occupé par une langue glaciaire résiduaire comme en témoignent les deux paliers altimétriques clairement visibles dans la masse éboulée. Les quelques rares dépôts morainiques post würmiens rencontrés sur l'éboulement peuvent selon lui provenir soit d'une avancée du glacier d'Anniviers soit de petites langues glaciaires descendant de la rive droite de la vallée. La récurrence du glacier d'Anniviers aurait créé un barrage autorisant l'installation d'un important lac dont la cote M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 10 PARTIE II : Description du site maximale aurait atteint 600 m ne laissant qu'une ou deux collines à 1'emersion et dans lequel se seraient déposés des sédiments lacustres sous forme de sables et de limons. Dans son article de 1997, BURRI intègre les observations recueillies ces dernières années et dresse un nouveau tableau de la "géologie récente de Finges et de ces environs". Ses principales observations sont qu'il y a du matériel morainique au sein de l'éboulement, que toutes les collines sont recouvertes de graviers d'origine haut-valaisanne visibles en rive droite jusqu'à 800 m d'altitude et finalement que le matériel de l'éboulement a été peu déplacé et se trouve aujourd'hui encore au droit de la niche d'arrachement. A partir de ces observations non seulement les hypothèses de LUGEON (1910), de NUSSBAUM (1942) reprises par BURRI (1994) demeurent plausibles mais une troisième voie peut être envisagée. Dans ce nouveau modèle l'éboulement survient alors que le glacier du Rhône barre encore la vallée jusqu'à une altitude de 800 m. Lors de la disparition de la glace un lac a pu s'installer dans la dépression à l'amont des collines de Sierre et des dépôts lacustres s'y déposer. Sans entrer dans les détails de chacun de ces modèles, concluons avec BURRI (1997) qu'actuellement, aucun critère sûr ne permet de choisir entre ces trois hypothèses ou leurs combinaisons : le temps des certitudes est bien révolu. Il en est de même en ce qui concerne la datation de cet événement qui a probablement eu lieu "quelque part dans le Dryas ancien, alors que le glacier du Rhône agonisait dans la vallée principale, entre 18'000 BP et 13'000 BP". 1.3.3 Description générale des lithologies Le contexte géologique du Bois de Finges est principalement représenté par l'Helvétique au nord, le Pennique au sud et les sédiments quaternaires qui remplissent la vallée du Rhône. Ces sédiments quaternaires sont constitués par les alluvions fluviatiles du Rhône, les alluvions du cône de déjection de l'Illgraben, les dépôts de l'éboulement de Sierre et les éboulis du Gorwetschgrat. Les principales unités géologiques sont représentées sur la figure 3. Remplissage quaternaire L'éboulement de Sierre : cet événement est survenu à la fin de la dernière glaciation. Le matériel de l'éboulement est presque exclusivement calcaire avec localement des traces de moraines et de dépôts fluviatiles. Il forme l'actuelle zone des collines. La masse éboulée couvre une grande partie de la région comprise entre Sierre et Finges. Une part importante des matériaux issus de l'éboulement se retrouve probablement en profondeur. Ces terrains offrent des perméabilités globalement faibles mais pouvant fortement augmenter localement. Les dépôts fluviatiles du Rhône : les dépôts quaternaires du Rhône sont regroupés sous le terme générique d'alluvions fluviatiles. Cependant la nature du matériel et par conséquent sa perméabilité sont très hétérogènes et fonction du milieu de dépôt : barres de graviers et de sables, remplissages limono-argileux des bras morts, limons des dépôts d'inondation. Une grande partie de la plaine alluviale est actuellement exploitée par un domaine agricole, la Ferme de Finges. Les dépôts lacustres et marécageux : ils sont constitués de limons sableux, légèrement argileux, de couleur grise, noirâtre, brunâtre ou verdâtre avec des restes de matière organique. On les rencontre au pied du versant, en contrebas des éboulis du Gorwetschgrat. Le cône de l'Illgraben : le cône de déjection de l'Illgraben, l'un des plus imposants de toute la vallée du Rhône fait suite au gigantesque cirque érosif de l'Illgraben et a repoussé le Rhône contre le versant droit de la vallée. Il est formé des débris provenant des falaises de l'Illhorn et du Gorwetschgrat lors de coulées de boue à blocs de type débâcles (Murgang). Ils sont principalement constitués de graviers limono-sableux de couleur beige à gris-brun et de sables limoneux avec des accumulations isolées de blocs pluridécimétriques. La nature lithologique M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 11 des éléments est très variable : calcaires, calcaires dolomitiques, marbres, quartzites, gneiss et schistes chloriteux. Figure 3 : Carte schématique des principales unités géologiques du Bois de Finges. Nappe des Pontis au sud (Pennique), dominée de gauche à droite par des calcaires de Beauregard (A), calcaires du Mélange tectonique (B), anhydrite (C), et remplissage quaternaire des alluvions fluviatiles du Rhône, du cône de l'Illgraben, de l'éboulement de Sierre, des éboulis du Gorwetschgrat et des dépôts lacustres et marécageux. Les dépôts morainiques, glacio-Iacustres et fluvio-glaciaires : ces dépôts liés aux glaciers qui ont envahi la vallée du Rhône avant l'éboulement de Sierre doivent constituer l'essentiel du remplissage de la vallée sous les terrains actuellement connus. Les études sismique-réflexion menées dans la plaine du Rhône (BESSON et al. 1993, FlNCKH & Frei 1991) fournissent des indications quant à l'épaisseur et à la nature du remplissage quaternaire de la vallée du Rhône notamment dans la région de Sion où ces dépôts atteignent environ 500 m d'épaisseur et sont composés de haut en bas par (BESSON et al. 1993) : • 50 m d'alluvions du Rhône et de dépôts d'inondations; • 100 à 130 m de dépôts lacustres indifférenciés; • 100 m de moraine résiduelle; • 50 à 100 m de moraine de base; • 120 à 140 m de dépôts torrentiels sous-glaciaires, présents localement et plus particulièrement au centre de la vallée. Dans la région de Finges aucune étude de sismique et aucun forage profond n'ont été entrepris et de ce fait aussi bien l'épaisseur que la nature du remplissage quaternaire sous les terrains superficiels demeurent spéculatifs. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 12 PARTIE II : Description du site Les éboulis du Gorwetschgrat : les pentes du Gorwetschgrat sont principalement recouvertes d'éboulis issus du démantèlement des calcaires dolomitiques, des gypses, des cornieules et des schistes de la Nappe des Pontis formant les imposantes falaises qui délimitent la zone étudiée en direction du sud. Le Pennique Le versant sud de la vallée du Rhône est découpé dans les unités constitutives de la super nappe du Grand Saint Bernard définie par ESCHER (1988), de bas en haut se succèdent : La Zone Houillère : elle affleure tout à la base du versant, au sud du terrain étudié et se compose de gypses et cornieules, de dolomies, de méta-arkoses, de conglomérats à niveaux d'anthracites et de méta-tufs volcaniques. Les âges de ces roches s'étalent du Carbonifère au Trias. La Nappe des Pontis : elle constitue l'essentiel des affleurements du versant nord du Gorwetschgrat. La zone de Niouc comprend des schistes, des gneiss verts et des méta- conglomérats d'âge Stéphano-Permien, surmontés par des quartzites permo-triasiques puis des calcaires dolomitiques. Un accident tectonique majeur sépare ensuite la Nappe des Pontis de la Nappe de Siviez-Mischabel. La Nappe de Siviez-Mischabel : seules les couvertures permo-carbonifères en flanc inverse sont ici représentées. Elles se composent essentiellement de quartzites et de conglomérats. L'importante masse de gypses, anhydrites et cornieules de la Zone Houillère et de la Nappe des Pontis par ailleurs découpée par des accidents tectoniques majeurs offre un intérêt particulier dans le cadre d'une étude hydrogéologique. Ces roches permettent en effet le développement d'une karstification pouvant créer des conduits de circulation des eaux dont la signature chimique sera fort différente de celle des eaux de la nappe alluviale du Rhône. L'Helvétique Le versant nord de la vallée du Rhône est découpé dans les unités helvétiques de l'écaillé de Plammis et de la Nappe du Doldenhorn étudiées par BUGNON (1986) et BURKHARD (1988). Les calcaires massifs du MaIm, qui constituent l'écaillé de Plammis, chevauchent sur le Crétacé du flanc normal de la Nappe du Doldenhorn. 1.4 Hydrologie 1.4.1 Introduction Les cours d'eau qui sillonnent la plaine alluviale du Rhône sont principalement le Rhône ainsi que le canal d'amenée Finges - Chippis, les canaux d'irrigation (des bisses) et de drainage. Le canal le plus important, traversant le Bois de Finges du SE vers le NW, est le canal des Fermes. Des petits canaux d'irrigation de faible profondeur (environ 30 cm) le plus souvent secs parcourent la plaine alluviale et l'éboulement de Sierre, en demeurant principalement dans des sols. Dans le Bois de Finges, le tracé du Rhône est déterminé par le cône de déjection de l'Ulgraben et par les dépôts de l'éboulement de Sierre. Le canal d'amenée Finges - Chippis détourne une partie des eaux du Rhône depuis la prise d'eau de Susten jusqu'à une usine électrique située à Chippis. Le canal traverse le cône de l'Ulgraben tandis que la galerie traverse le flanc du Gorwetschgrat. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 13 1.4.2 Le Rhône Entre la Haute vallée de Conches et le lac de Léman, le Bois de Finges est le seul tronçon où le Rhône coule encore dans un lit naturel. Même si de nombreuses digues de protection réalisées dans les années cinquante contre les hautes eaux coupent la plaine alluviale du Rhône, l'espace de 200 à 300 m entre les digues est encore relativement large. Le Rhône a préservé de nombreuses caractéristiques d'une rivière alpine : séparation en plusieurs bras, îles de graviers, bras morts et diverses végétations riveraines (WERNER 1985, JÄGGI 1988, BEZZOLA 1989). Le cône de l'Illgraben forme une sorte de barrage naturel dans la vallée. Il a repoussé le lit du Rhône au pied du versant nord. En aval, le Rhône passe par une série de rapides. Le fleuve perd 88 m d'altitude sur les 7 km de la traversée de Finges. Le profil du fleuve présente une pente importante qui varie entre 6 et 12 %o ce qui favorise le dépôt de matériaux de granulometrie grossière de perméabilité élevée autorisant des échanges importants avec l'aquifère. Il est important que le gros des alluvions de l'Illgraben puisse se déposer à Finges. Le Bois de Finges joue le rôle de tampon entre l'Illgraben, qui amène au Rhône de grandes quantités d'alluvions et le début de la correction du fleuve à Chippis (KALBERMATTEN 1964). La figure 4 montre les niveaux d'eau du Rhône à la station de jaugeage de Sion (SHGN L00) pour la période 1996 à 1999. Le Rhône présente un régime glacio-nival qui est caractéristique de cours d'eau à bassin versant de haute altitude en partie couverte de glaciers. Par conséquent, les hautes eaux sont entre mai et octobre. Les basses eaux du Rhône débutent en novembre et se terminent en avril. Les crues exceptionnelles se produisent en été sous l'influence de vagues de chaleur et de violents orages ou en automne lors de fortes pluies méditerranéennes débordant la barrière des Alpes. Depuis les années 1950 à 1960, les barrages dans les vallées alpines influencent le régime du Rhône. Le débit d'hiver a augmenté tandis que l'importance des crues d'été a diminué. Toutefois, les crues de l'automne gardent leur amplitude quand les lacs des barrages alpins sont pleins. Les variations hebdomadaires et journalières, causées par des crues de turbinage, surviennent chaque jour sauf le week-end avec une amplitude de 30 à 60 cm. 486.50 486.00 g 484.50 ^ 484.00 g 483.50 483.00 482.50 01/01/96 01/07/96 30/12/96 30/06/97 29/12/97 29/06/98 28/12/98 28/06/99 27/12/99 Figure 4 : Niveau journalier du Rhône à la station de jaugeage de Sion (SHGN L00) pour la période 1996 à 1999. La situation est particulière dans le Bois de Finges, car depuis 1906 un barrage sur le Rhône se trouve à Susten. Une partie importante des eaux est déviée par le canal d'amenée Finges - Chippis. En été, le débit dans le lit du Rhône, atteignant environ 200 m3/s, est réduit de 62 m3/s. En hiver, le lit du Rhône est périodiquement sec, ce qui est autorisé du 15 novembre au 15 avril. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 14 PARTIE II : Description du site 1.4.3 Canal d'amenée Finges - Chippis Le canal d'amenée Finges - Chippis (canal FMR) détourne une partie des eaux du Rhône depuis la prise d'eau de Susten jusqu'à une usine électrique de l'Alusuisse SA à Chippis. Le canal à écoulement libre traverse le cône de déjection de l'Illgraben sur 2922 m tandis que la galerie à écoulement libre traverse le Gorwetschgrat sur environ 5000 m. La galerie d'amenée rencontre de l'est à l'ouest les roches suivantes de la Nappe des Pontis : 200 m de terrains meubles dans la zone des éboulis de l'Illgraben; 700 m d'anhydrite; 1260 m d'alternance de roches triasiques, quartzites, cornieules, gypse et anhydrite; 2873 m de calcaires dol orni tiques de l'écaillé de Beauregard (RHOWAG 1996). La pression hydraulique sur le revêtement de la galerie dans les formations triasiques, déjà peu cohérentes à l'exécution de la construction, s'aggravait au fur et à mesure de l'exploitation. Malgré des travaux importants d'assainissement, les dégradations de l'ouvrage évoluaient vers la déstabilisation avec des fissures et l'éclatement du revêtement. L'anhydrite est dissoute par les eaux souterraines et un réseau karstique s'est développé le long d'un accident tectonique SW - NE entre l'ancienne galerie et l'usine de gypse. Des fuites d'eau de la galerie se sont produites inondant plusieurs fois la route cantonale et les prés. Du fait de la diminution des eaux à turbiner à cause des importantes pertes de l'ancienne galerie, il a été décidé de reconstruire une nouvelle galerie sur la longueur de la zone critique traversée (cf. Chapitre 1.2). 1.4.4 Canal des Fermes Le canal des Fermes débute à la source Q6 puis emprunte une canalisation souterraine sur une centaine de mètres pour réapparaître près du piézomètre P14 et se jeter 1.5 km plus loin dans le Rhône (figure 2). Ce canal drainant la nappe souterraine marque la limite entre les dépôts de l'éboulement de Sierre à l'ouest et les alluvions fluviatiles du Rhône à l'est. 1.4.5 Lacs de l'éboulement de Sierre Les lacs de l'éboulement de Sierre sont tous issus du même événement. Ils sont d'âge identique et ils se trouvent dans de conditions géologiques comparables. Certains ont disparu comme le Schafsee (piézomètres P3 et P4), ou sont constitués de roseaux et de marais. Les plus grands lacs sont le Pfaffaretsee, le Rosensee et le Grossee. La profondeur maximale varie entre 11m (Pfaffaretsee) et 2.5 m (Grossee). En général, les paramètres physico-chimiques et hydrodynamiques des eaux de ces lacs montrent des variations journalières (SCHANZ et al. 1986). 1.5 Hydrogéologie 1.5.1 Introduction Pour autant que les ouvrages atteignant la nappe souterraine existent, les mesures du niveau d'eau sont les données hydrogéologiques les plus simples à acquérir. De ce fait, elles constituent la grande partie des données disponibles. Les mesures du niveau d'eau de la nappe souterraine sont faites manuellement à l'aide d'une sonde à niveau ou, depuis les années 1980, par des appareils automatiques d'acquisition de données en continu. Les mesures en continu concernent un nombre restreint de points de mesure mais représentent une qualité d'information supérieure, compte tenu d'une fréquence de mesure élevée et régulière. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 15 Une carte de la restitution des niveaux d'eau, obtenue par des mesures manuelles, permet de définir les paramètres hydrauliques de l'aquifère : la direction de l'écoulement souterrain, le gradient hydraulique, la vitesse moyenne et les zones de recharge et de décharge de la nappe. Les forages réalisés sur le site d'étude permettent de caractériser la structure, l'épaisseur et les limites inférieure et supérieure de l'aquifère à l'aide des différentes propriétés des unités géologiques rencontrées. L'hydrogéologie du Bois de Finges est complexe puisqu'elle est fonction de l'interaction d'éléments naturels (sédiments variés, nappe souterraine, cours d'eau, sources et lacs) et d'activités humaines (canaux, galeries et bisses d'irrigation). L'interaction entre le Rhône, les eaux du versant sud et la nappe souterraine des alluvions du Rhône varie au cours de l'année en fonction du régime hydrologique. 1.5.2 Compilation des données historiques Dans la région de Finges, les premières mesures manuelles du niveau d'eau de la nappe remontent à 1987 sur les forages de reconnaissance pour l'autoroute A9 : ce réseau englobe les forages SA-8 à SA-14 (Clavien 1987). De 1987 à 1990 le niveau des hautes eaux du Rhône, ainsi que de la nappe souterraine ont diminué sensiblement (Clavien 1993). Globalement, les basses eaux varient peu d'une année à l'autre, sauf pour l'année 1990 qui présente un minimum systématique lors de la tournée de fin janvier. Dès novembre 1993 le bureau C. Berthod de Sierre réalise 8 à 10 tournées annuelles sur le réseau complet du Bois de Finges. Lors de la crue catastrophique à Brigue du 24 septembre 1993, le Rhône a débordé de son lit et inondé toute la plaine alluviale et les cultures entre les piézomètres P33 et P20 (figure 2). La vague a atteint les lacs de Pfaffaretsee, Grossee et Rosensee (BERTHOD 1994). Les hautes eaux 1995 du Rhône ont été exceptionnellement importantes et une alimentation du Rosensee, Pfaffaretsee et Grossee par la nappe souterraine a été envisagée. Une crue très pointue a été observée au printemps 1995 à partir de la zone des sources au pied du versant sud. Cette crue a inondé la route cantonale Sion - Brigue au niveau de la Ferme de Finges. Suite à l'inondation de la route cantonale, le canal d'amenée Finges - Chippis a été mis hors service du 15 au 18 mai 1995, ce qui a mis fin à cette inondation. La liaison hydraulique est attribuée à une karstification développée le long des accidents tectoniques SW - NE à partir du canal d'amenée. La crue de 1995 s'explique toutefois par une rupture de l'étanchéité du canal d'amenée en combinaison avec la fonte des neiges (MAMIN 1996). Les mesures en continu sont réalisées au moyen d'acquisiteurs digitaux de type MADD (module électronique d'acquisition de données dormantes) au points de mesure P7, P8, P9 (arrêté fin mars 1997), PIO (déplacé au P12 fin novembre 1996), P14, P16, P20 (déplacé au PIl début juillet 1997), P24 et SA-13 depuis l'année 1995 (figures 2 et 5). Les données de ces MADD sont gérées par le Centre de recherche sur l'environnement alpin (CREALP) à Sion (REY 1998). 1.5.3 Description des aquifères Les alluvions fluviatiles du Rhône sont le siège de l'aquifère principal du Bois de Finges. Les niveaux d'eau de cet aquifère principal sont directement liés à l'alimentation de la nappe souterraine par le Rhône au nord-est et suivent donc le cycle saisonnier du niveau d'eau du fleuve. De plus, cet aquifère est rechargé par des eaux sulfatées calciques du versant sud au niveau de la Ferme de Finges. Par contre, le canal des Fermes se trouve en position de drainage. La figure 5 montre la distribution des équipotentielles des hautes eaux du 8 août 1996. A cette période, le Rhône alimente fortement la nappe phréatique des alluvions fluviatiles en amont en M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 16 PARTIE II : Description du site exerçant un effet de pression hydraulique jusqu'à la Ferme de Finges. Dans cette zone d'infiltration du Rhône, le niveau d'eau du fleuve se situe environ huit mètres plus haut que le niveau d'eau de la nappe souterraine (JAWECKI 1996). La direction de l'écoulement souterrain varie de N-S dans la zone d'infiltration au nord-est à NNE-SSW au centre de la plaine alluviale avec des gradients hydrauliques de 7.1, respectivement de 5.2 %o. Figure 5 : Carte avec la distribution des équipotentielles en période de hautes eaux du 8 août 1996 (equidistance des courbes = 1 m). Chaque losange entouré d'un carré représente un point de mesure équipé avec un acquisiteur MADD. La droite B-B' indique la position de la figure 6. En période de basses eaux, le lit du Rhône est périodiquement sec en amont du canal des Fermes. Le battement naturel de la nappe souterraine des alluvions fluviatiles diminue avec la distance du Rhône de 11 m dans la zone d'infiltration à 1 m au niveau du canal des Fermes. Au pied du versant sud, des dépôts grossiers liés au cône de déjection de l'Illgraben et des éboulis du Gorwetschgrat peuvent s'intercaler dans les alluvions fluviatiles du Rhône. La figure 6 montre une coupe transversale à travers la vallée du Rhône avec la localisation des couches lithologiques. Les alluvions du cône de l'Illgraben proviennent du SE avec une pente de 5.0 % et s'enfoncent sous les alluvions fluviatiles du Rhône vers le NW pour atteindre 15.20 m de profondeur au forage Plia. De manière régionale, l'aquifère principal des alluvions fluviatiles du Rhône peut être considéré comme un aquifère poreux hétérogène et complexe. Au site du forage SA-12, se situant au pied du versant sud, la nappe souterraine est artésienne. L'altitude du niveau d'eau correspond environ à celle de la topographie, de 559 m environ. Le gradient hydraulique est à cet endroit élevé et atteint 50 %o. Cette nappe artésienne s'explique probablement par la recharge souterraine depuis le versant sud et par un effet de barrage hydraulique des dépôts lacustres et marécageux en aval de ce forage. De plus, 9 sources pérennes émergent des roches triasiques du versant sud. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 17 m s/mer B B' m s/mer Figure 6 : Coupe géologique B - B' à travers la vallée du Rhône avec la localisation des points de mesure piézométrique (carrés noirs), des longueurs de crépine (traitillés) et des couches lithologiques; 1 = matériaux anthropogènes, 2 = alluvions fluviatiles du Rhône, 3 = dépôts lacustres et marécageux supérieurs, 4 = éboulis du Gorwetschgrat, 5 = cône supérieur de l'Illgraben, 6 = cône inférieur de l'Illgraben, 7 = dépôts lacustres et marécageux inférieurs. Les lacs du Bois de Finges se trouvent uniquement entre les collines de l'éboulement de Sierre. En général, les lacs montrent un niveau d'eau en équilibre avec la nappe souterraine. Leur alimentation et leur rapport avec la nappe souterraine ont été précisés à l'aide des mesures et analyses physico-chimiques. 1.6 Hydrochimie 1.6.1 Introduction Le traitement des données physico-chimiques des eaux souterraines et superficielles (Rhône, canaux, lacs) permet de définir les types d'eau et les mélanges d'eau. De plus, le chimisme des eaux aide préciser les relations hydrodynamiques de la nappe souterraine avec le fleuve, le canal des Fermes, le canal d'amenée Finges - Chippis et les lacs. La nature chimique et la concentration des espèces minérales dissoutes dans les eaux souterraines dépendent en partie des propriétés des eaux de recharge, mais surtout des processus physico-chimiques qui ont lieu dans l'aquifère. Ces processus physico-chimiques augmentent ou diminuent la concentration des substances dissoutes dans l'eau le long de leur cheminement. Les variations temporelles de la nature chimique des eaux de recharge provoquent des fluctuations saisonnières du chimisme dans les eaux souterraines. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 18 PARTIE II : Description du site 1.6.2 Compilation des données historiques La base de l'acquisition des données chimiques existantes est disponible dans l'étude de MAMIN (1996). Ce travail donne un certain nombre de données chimiques valables, mais elles se concentrent uniquement sur les hautes eaux et basses eaux des années 1992 à 1995. Les sept campagnes de mesure des hautes eaux et des basses eaux ont été réalisées par le CREALP à Sion (tableau 3). Les échantillons, ni filtrés ni acidifiés, ont été transmis le jour même au Laboratoire cantonal du Valais, sauf ceux des hautes eaux 1995 qui ont été analysés au laboratoire ANESA à Martigny. Tableau 3 : Campagnes de mesure et de prélèvement des eaux entre 1992 et 1995. Date de prélèvement Nombre de sites Remarques août 1992 13 pas d'analyse de l'alcalinité mars 1993 11 pas d'analyse de l'alcalinité août 1993 16 pas d'analyse de l'alcalinité avril 1994 33 analyse partielle du nitrate août 1994 33 pas d'analyse des cations avril 1995 37 analyse partielle de l'alcalinité août 1995 44 pas de mesure du niveau d'eau Total 187 - Le traitement et la validation des données historiques ont demandé un travail important, à cause de leur nombre important et de la mauvaise qualité de certaines d'entre elles. Pour ce qui concerne les analyses chimiques des données historiques (1992 - 1995), le manque de mesures complètes et simultanées de la chimie et des niveaux d'eau dans des piézomètres rend difficile le traitement des données chimiques. La validation des données historiques a été uniquement réalisée à l'aide de la balance ionique. La carte des valeurs de conductivité électrique des hautes eaux 1995 (MAMIN 1996) se caractérise par des fortes valeurs dans la région des sources au pied du versant sud (>2450 uS/cm). La plus grande partie de cette minéralisation a été acquise par la dissolution de l'anhydrite et du gypse. Le réseau des bisses qui relie les sources drainées sous la route cantonale au Grossee puis au Pfaffaretsee, ainsi que le canal des Fermes collecte ces eaux sulfatées (figure 2). De plus, la faible valeur de conductivité dans la partie ouest du Grossee (1063 uS/cm) est attribuée à un apport d'eau d'un autre réseau d'irrigation, qui est surtout alimenté par l'eau peu minéralisée de la galerie d'amenée Finges - Chippis. 1.6.3 Typologie chimique des eaux Dans une première approximation, la composition chimique des eaux de l'aquifère alluvial du Rhône du type d'eau Ca, Mg-SO4, HCO3 est considérée représenter un mélange entre une eau peu minéralisée venant du Rhône du type Ca, Mg-HC03, SO4 et une eau saturée en gypse émergeant des roches triasiques du versant sud du type Ca-SO4. Sur le plan horizontal la minéralisation de l'eau souterraine augmente avec l'éloignement du Rhône et présente des surfaces d'isovaleurs subparallèles au fleuve. Cette répartition est typique pour la dureté totale et les concentrations en calcium, magnésium, strontium, fluorure et sulfate, mais moins visible pour les autres constituants (potassium, sodium, chlorure, bicarbonate et nitrate). Le sulfate, anion majeur de ces eaux souterraines, est considéré comme un traceur conservatif dans l'aquifère alluvial du Rhône étant riche en oxygène dissous, sans réaction chimique avec le milieu de l'aquifère. De plus, la concentration en sulfate, montrant une bonne corrélation avec la minéralisation totale des eaux souterraines, représente les mélanges entre l'eau du Rhône et l'eau M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 19 sulfatée calcique du versant sud. La distribution spatiale des concentrations en sulfate observées est donnée sur la figure 7 pour la période des hautes eaux 1996. Figure 7 : Carte avec la distribution des teneurs en sulfate en mg/1 observées lors des hautes eaux en août 1996. Les isoconcentrations du sulfate des eaux gypseuses provenant du versant sud montrent la direction des écoulements souterrains et les mélanges avec l'eau peu minéralisée provenant de l'infiltration du Rhône. La concentration en sulfate augmente avec la distance croissante depuis le Rhône (13 mg/1) vers le versant sud (environ 1500 mg/1). L'eau souterraine proche du Rhône est fortement diluée par l'eau peu minéralisée du fleuve. Au pied du versant sud, l'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône n'est pas seulement rechargé par l'eau du Rhône, mais surtout par l'eau sulfatée du versant sud. Une concentration maximale (1647 mg/1) a été trouvée dans les dépôts lacustres et marécageux au sud des alluvions fluviatiles du Rhône. 1.7 Géophysique 1.7.1 Buts de l'étude L'objectif principal de l'étude géophysique est la détermination quantitative à l'aide des outils diagraphiques des paramètres hydrauliques de l'aquifère alluvial du Rhône dans le Bois de Finges. Il s'agit en particulier de déterminer la porosité totale, la porosité efficace, la perméabilité ainsi que les vitesses d'écoulement de la nappe alluviale dans un certain nombre de forages. L'utilisation de la géophysique de surface, traîner électrique, sondages électriques et profils multiélectrodes, devra permettre d'étendre la détermination de ces paramètres entre plusieurs forages préalablement étudiés. Ainsi, l'objectif final est-il de quantifier et d'étudier les variations dans l'espace des paramètres hydrauliques d'un milieu poreux (MONNET & CHAPELLIER 2000). M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 20 PARTIE II : Description du site 1.7.2 Méthodes utilisées Géophysique de surface Afin de comprendre et de décrire la dynamique des écoulements souterrains de la nappe alluviale du Rhône, il est nécessaire de connaître la répartition spatiale des diverses unités géologiques constituant l'aquifère complexe du Bois de Finges. Chacune de ces unités (éboulement de Sierre, alluvions fluviatiles du Rhône, éboulis du Gorwetschgrat, dépôts lacustres et marécageux, alluvions du cône de l'Illgraben) possède des caractéristiques hydrodynamiques propres. Sur le site de la Ferme de Finges seuls les piézomètres SA-Il, SA- 12, Plia, P12 et P33 ont été carottés et fournissent ainsi des informations précises concernant les successions lithologiques. H s'avère dès lors nécessaire d'intégrer les informations lithologiques obtenues grâce aux forages et l'imagerie du sous-sol fournie par la géophysique de surface afin de préciser la répartition spatiale des unités géologiques. Les méthodes de géophysiques de surface utilisées sont au nombre de trois et peuvent être regroupées sous l'appellation générique de "méthodes géoélectriques à courant continu". Il s'agit de : Traîner électrique ABlOOm : le levé d'une carte de traîner électrique permet d'imager une tranche de sous-sol de profondeur plus ou moins constante et ainsi de mettre en évidence la répartition dans le plan horizontal de corps de résistivités électriques différentes. L'analyse comparative de la carte de résistivité du sous-sol et de la carte de répartition des résistivités des eaux (mesurées dans les forages) permet de déterminer si une hétérogénéité visible sur la carte de traîner électrique est imputable à une variation de la composition minéralogique des sédiments ou à une variation des caractéristiques électriques du fluide d'imbibition. Il est dès lors possible de connaître la répartition spatiale en deux dimensions de corps sédimentaires de résistivités électriques différentes. Sondage électrique : un sondage électrique vertical donne la répartition, à l'aplomb du point de mesure (une dimension), des différents terrains constituant le sous-sol. Pseudo-section électrique : cette méthode permet d'obtenir une coupe verticale du sous-sol (deux dimensions) mettant en évidence la répartition et la géométrie de corps géologiques aux caractéristiques électriques contrastées. Géophysique de forage Une diagraphie est l'enregistrement en continu d'un ou de plusieurs paramètres physiques ou chimiques des fluides ou des formations rencontrés par un forage. L'Institut de Géophysique de Lausanne dispose de plusieurs types d'outils diagraphiques permettant de déterminer la porosité totale, la porosité efficace, la perméabilité, la vitesse de filtration horizontale ou verticale de l'eau contenue dans un aquifère poreux et perméable. Diagraphies électriques et électromagnétiques : les sondes normales 8", 16", 32" et 64", le Latérolog-3 et la sonde électromagnétique servent à mesurer, avec des caractéristiques spécifiques différentes (définition verticale, profondeur d'investigation), la résistivité électrique des formations traversées par un forage. La connaissance de la résistivité de l'eau d'imbibition et de la résistivité d'une formation permet d'approcher la valeur de la porosité de la formation pour autant que celle-ci soit saturée et propre c'est-à-dire dénuée d'argiles. Diagraphies nucléaires : il existe deux types de diagraphies nucléaires, celles qui utilisent la radioactivité naturelle et celles qui se servent de la radioactivité provoquée par une source fixée à la sonde. L'enregistrement de la radioactivité naturelle au moyen de la sonde Gamma Ray permet de déterminer l'argilosité d'une formation, pour autant bien sûr que les argiles qu'elle contient soient plus radioactives que les autres constituants. Ceci n'est, malheureusement que M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 21 rarement le cas dans les séries alluvionnaires quaternaires où les sables et graviers sont issus du démantèlement de roches acides. La sonde Gamma-Gamma mesure la radioactivité y provoquée lorsqu'une formation est soumise à un rayonnement y incident. La quantité de rayonnement y mesurée est, essentiellement, proportionnelle à la densité de la formation. Dans le cas d'une formation poreuse et perméable, la porosité totale peut être calculée pour autant que la densité globale, la densité de matrice et la densité du fluide d'imbibition soient connues. La sonde Neutron thermal-Neutron ou, plus commodément, Neutron permet de quantifier la teneur en hydrogène d'une formation soumise à un bombardement neutronique. Pour autant que la formation soit propre (dénuée d'argiles) et saturée en eau, l'indice d'hydrogène peut être converti en porosité totale. La calibration des outils Gamma-Gamma et Neutron, basée sur l'analyse en laboratoire d'échantillons, ainsi qu'une interprétation conjointe des enregistrements fournis par ces deux sondes autorise une détermination quantitative de la porosité totale et de la porosité efficace d'une formation poreuse, saturée ou non. Technique de dilution : il s'agit à l'aide de la sonde résistivité du fluide de suivre l'évolution au cours du temps de la concentration d'un traceur, en l'occurrence du sel (NaCl) introduit dans l'eau d'un forage (BARON 1997, FURRER 1998). Cette méthode s'apparente à un essai de traçage monopuits. La connaissance de la variation dans le temps de la résistivité du fluide permet de calculer le débit, la vitesse apparente et la vitesse de filtration d'une tranche d'eau (HALEVY et al. 1967). La perméabilité de l'aquifère peut être calculée à partir de la vitesse de filtration (CASTANY 1982). Débitmètre thermique : cette sonde permet de déterminer de façon discrète (point par point selon des intervalles choisis par l'opérateur) les débits ainsi que les vitesses d'écoulement verticales très faibles et qui ne pourraient pas être décelés par un débitmètre classique à moulinet. Le débitmètre thermique sert essentiellement à mettre en évidence les zones productives c'est-à-dire celles qui présentent la plus grande perméabilité. 1.8 Interactions hydrauliques entre l'aquifère, les eaux de surface et le versant 1.8.1 Relation aquifère - Rhône Le profil du Rhône présente une pente importante, qui varie entre 6 et 12 %o, ce qui favorise le dépôt de matériaux de granulometrie grossière de perméabilité élevée autorisant des échanges importants avec l'aquifère. Dans le but de connaître le niveau absolu du Rhône par rapport à la nappe souterraine, des nivellements du fleuve ont été effectués près des piézomètres P59, P60 et P61 (cf. Chapitre II.2.1). Lors des hautes eaux 1996, le niveau du Rhône se situe environ 8 m plus haut que le niveau d'eau de la nappe au piézomètre P59 à une distance de 100 m. Près du piézomètre P61, le niveau du Rhône est environ 2 m plus haut que celui de la nappe. En période de hautes eaux, le Rhône recharge fortement la nappe souterraine entre les piézomètres P59 et P61. Le mécanisme fondamental d'un échange d'eau entre une rivière et une nappe souterraine est basé sur une différence de potentiel. Dans ce cas, la loi de Darcy est aussi valable. Le débit d'échange est une fonction linéaire de la surface traversée, de la différence de potentiel et d'un facteur de fuite. Le facteur de fuite est le rapport entre la perméabilité de la couche au fond du lit de la rivière et son épaisseur. De plus, le facteur de fuite montre des variations spatiales et temporelles. La différence entre le niveau d'eau de la rivière et celui de la nappe souterraine M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 22 PARTIE II : Description du site dépend normalement de la granulometrie et de l'épaisseur du filtrat (BRIECHLE 1997). Dans le cas de la région du piézomètre P59, le niveau d'eau de la nappe souterraine peut se situer au- dessous du fond du lit du Rhône. En période de hautes eaux, une cascade d'eau peut être observée à l'intérieur du forage P59a, indiquant probablement un aquifère multicouche à cet endroit. L'eau douce infiltrée du Rhône se modifie et s'équilibre avec les conditions physico-chimiques régnant dans l'aquifère. Les processus dominants dans l'aquifère du Rhône sont le mélange d'eau, la dissolution de la calcite et de la dolomite. Ceci a pour conséquence une minéralisation accrue de la nappe souterraine, qui se réalisera plus ou moins rapidement selon la quantité et la vitesse de l'eau et la perméabilité de l'aquifère. 1.8.2 Relation aquifère - canal des Fermes Le canal des Fermes se trouve en position de drainage toute l'année. Il draine en amont les eaux sulfatées du versant sud et en aval les eaux peu minéralisées infiltrées par le Rhône. Le canal des Fermes exerce un effet de barrage hydraulique sur les eaux sulfatées au sud et sur les eaux de l'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône au nord. Mais les eaux souterraines s'écoulent localement le long des cheminements perméables au-dessous de ce canal. De plus, le canal des Fermes collecte les eaux des drains et des bisses d'irrigation pour les évacuer au Rhône. 1.8.3 Relation aquifère - lacs Les niveaux d'eau des lacs de l'éboulement de Sierre se trouvent en général en équilibre avec la nappe souterraine. Ces lacs sont probablement rechargés en période de hautes eaux par la nappe. Par contre, le Grossee a été utilisé comme réservoir d'eau d'irrigation et il semble alimenter la nappe souterraine. Le Muggensee envahi partiellement par des roseaux présente la caractéristique d'avoir les hautes eaux et les basses eaux inversées par rapport au reste du réseau d'observation (figure 2). Ce lac se situant au pied du versant sud ne possède ni entrée ni exutoire. Le niveau d'eau du lac est plus bas que celui de la nappe souterraine voisine. Le Muggensee est probablement rechargé par la fonte des neiges printanières et les averses de pluie en automne. 1.8.4 Relation aquifère - précipitation / irrigation Ce qu'il reste des précipitations après !'evaporation, la consommation par la biosphère et l'absorption par la zone non saturée s'infiltre rapidement dans la nappe souterraine, selon la perméabilité du sol. Une influence mesurable des précipitations sur la nappe est possible en hiver, car les pertes par l'évapotranspiration sont fortement réduites. En outre, les masses d'eau tombant en hiver sous la forme de pluies lors des crues peuvent provoquer des remontées, car elles peuvent induire la fonte d'éventuelles couches de neige préexistantes (cf. Chapitre n.2.2.4). Les exploitations agricoles de Finges possèdent un droit d'eau depuis le canal d'amenée Finges - Chippis. En été, l'irrigation des champs situés sur le cône de l'Illgraben et sur la plaine alluviale du Rhône se fait par arrosage depuis une station de pompage en amont du portail est de la galerie d'amenée Finges - Chippis avec l'eau froide et peu minéralisée du Rhône, ainsi que depuis une station de pompage installée dans un petit lac proche du limnigraphe Ml (figure 2) collectant une partie des eaux sulfatées des sources du versant sud. En période de forte irrigation, les eaux d'arrosage transportent des matières dissoutes à travers la zone non-saturée vers la nappe souterraine. Mais l'impact de l'irrigation et des précipitations sur M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Description du site 23 les écoulements et la qualité de l'eau est très réduit par rapport à la prépondérante influence du fleuve sur l'ensemble des écoulements souterrains. 1.8.5 Relation aquifère - versant sud Les eaux sulfatées de l'aquifère triasique émergent au pied du Gorwetschgrat et se mélangent avec les eaux souterraines des alluvions fluviatiles du Rhône. Ces eaux venant du versant sud se caractérisent par un état de saturation par rapport à la calcite, à la dolomite et au gypse. Le débit de l'apport d'eau sulfatée varie au cours d'une année, reflétant la fonte des neiges printanières et les averses en automne. 1.8.6 Relation aquifère - cône de l'HIgraben Lors d'une étude hydrogéologique du futur tunnel autoroutier de Susten effectuée par le bureau F. Clavien SA à Sion, la relation entre le cône de l'HIgraben et l'aquifère alluvial du Rhône a été étudiée (CLAVIEN 1993 et Clavien 1994). Tous les piézomètres pénétrant le cône de l'HIgraben à Susten se distinguent par des battements 3 à 7 fois supérieurs à ceux enregistrés dans les alluvions fluviatiles du Rhône. Ceci pourrait être lié à des perméabilités réduites du cône de déjection de l'HIgraben. L'eau du torrent de l'HIgraben et des bisses d'irrigation est douce, très peu minéralisée et se distingue des eaux de la nappe du cône de l'HIgraben et de la nappe du Rhône étant légèrement plus minéralisée. Les bisses d'irrigation n'alimentent la nappe du cône de l'HIgraben qu'en été. L'apport d'eau d'irrigation masque complètement les fluctuations liées aux précipitations en hautes eaux, alors que la réduction quasi totale de cet apport d'eau en basses eaux se traduit par une influence beaucoup plus marquée des précipitations et de la nappe rhodanienne. Entre Susten et la Ferme de Finges, aucun des forages réalisés à une profondeur de 40 m le long du tracé de la route cantonale n'a atteint la nappe aquifère du cône de l'HIgraben. Par contre, au niveau de la Ferme de Finges, les piézomètres P52, SA-13 et SA-14 touchent la nappe du cône de l'HIgraben qui reflètent des fluctuations des niveaux d'eaux, liées aux précipitations ainsi qu'à la fonte des neiges et au cycle hydrologique du Rhône. 1.9 Commentaires L'application de différentes méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques sur un seul site d'investigation permettra de déterminer les paramètres hydrauliques d'un aquifère, ainsi que d'étudier les avantages et les inconvénients de chaque méthode et de les comparer. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 25 2. Investigations hydrogéologiques 2.1 Méthodologie De nombreuses mesures manuelles des niveaux d'eau souterraine ont été effectuées dans la période 1996 - 1999 sur les hautes eaux et les basses eaux. De plus, lors des échantillonnages mensuels entre juin 1996 et mai 1999, les niveaux d'eau ont aussi été mesurés pour observer les variations saisonnières. Des acquisiteurs automatiques du type Madd ont mesuré le niveau d'eau toutes les 3 h, ce qui a permis d'étudier les variations rapides du régime d'écoulement et de déterminer les relations entre l'aquifère alluvial, les eaux du versant sud et le Rhône. La campagne de forage, effectuée en octobre 1997 autour du piézomètre PIl, a permis d'implanter un réseau de sondages en croix sans problème de logistique. C'est le site le plus représentatif de l'aquifère alluvial du Rhône dans le secteur du Bois de Finges : perméabilité et vitesse d'écoulement importante, aquifère délimité au fond par les dépôts du cône de l'Ulgraben. Une maille serrée avec une distance entre deux forages d'environ 10 m a été réalisée afin de pouvoir effectuer des essais de pompage et des essais de traçage selon la direction principale d'écoulement souterrain. Pendant les hautes eaux 1996, des essais de pompage ont été effectués dans tous les piézomètres où cela était possible pour obtenir des informations sur les propriétés de l'aquifère, notamment sur la perméabilité. Des contraintes telles que la trop grande profondeur du niveau d'eau ou la trop faible perméabilité ont limité certains de ces essais. Les pompages ont été réalisés dans des piézomètres 2 et 4 pouces à l'aide d'une pompe aspirante placée à des profondeurs entre 2 et 8 m. Le débit maximal pompé était environ 100 1/min à faible profondeur et diminuait à environ 501/min à 8 m (Jawecki 1996). Dans le but de connaître le niveau absolu du Rhône et du canal des Fermes par rapport au niveau de la nappe phréatique, des nivellements des cours d'eau ont été effectués près des piézomètres P59, P60 et P61 proches du Rhône et aux ponts cotés 558, 556, 554 et 552 traversant le canal des Fermes. L'instrument utilisé a été un niveau monté sur trépied. Après avoir ajusté l'appareil à l'horizontale à l'aide d'une bulle, la différence de niveau entre un point de cote connu et un point à niveler a été lue sur une lame verticale. Des piézomètres dont la hauteur du tube est connue furent choisis comme point de référence et des marques sur des rochers dans le Rhône respectivement sur les ponts cotés ont servi comme points de repère. Lors des campagnes de mesure des hautes eaux et des basses eaux, des jaugeages à la canne de Jens ont été effectués dans le canal des Fermes (6 points), le drain Fisch (1 point) et les bisses (4 points). La canne de Jens fonctionne sur le principe de l'équilibre des moments de rotation. Une mesure détermine la vitesse moyenne du courant d'eau par intégration sur toute la hauteur d'eau. Le long d'un profil transversal, plusieurs mesures sont faites et, ensuite, le débit est déterminé à l'aide d'un abaque (SHGN 1983). Un modèle mathématique de l'écoulement et du transport permet de contrôler les hypothèses faites sur les propriétés physiques du milieu (perméabilité, coefficient d'emmagasinement, porosité), celles-ci étant mesurées à partir de données ponctuelles de terrain. Le modèle est utilisé après avoir formulé les premières hypothèses sur la géométrie, les propriétés physiques et les conditions aux limites. Il donne une réponse en fonction des paramètres d'entrée, qui est ensuite comparée avec la réalité mesurée. Mais le modèle n'est pas la réalité, uniquement une représentation schématique et symbolique du système réel. Des échantillons de roche ont été analysés à partir des carottes du forage Plia pour définir les fractions minéralogiques par rapport à la roche totale des alluvions fluviatiles du Rhône, du cône de l'Ulgraben et des dépôts lacustres et marécageux. Dans le but de connaître la structure M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 26 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques et le chimisme des roches de la Nappe des Pontis du versant sud (anhydrite, calcaire et cornieules), des échantillons de roche ont été prélevés dans la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis. Les analyses diffractométriques (roche totale) ont été réalisées par Laboratoire de minéralogie, pétrographie et géochimie de l'Université de Neuchâtel (LMPGUN). La somme des dosages fractionnels des minéraux tels que phyllosilicates, quartz, K-feldspath, plagioclase, calcite, dolomite et gypse a été considérée comme égale à la roche totale (100 %). La quantité de chaque minéral a été exprimée en pourcentage par rapport à la roche totale (KLUG & ALEXANDER 1974, MOORE& REYNOLDS 1989). La mise hors service de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis a permis d'étudier l'influence des pertes de cette galerie sur le comportement des sources au pied du versant sud et de la nappe souterraine de l'aquifère alluvial du Rhône. Les différentes cartes avec des lignes d'isoconcentration, présentées dans ce travail, ont été dessinées à main à l'échelle LIO'OOO et ensuite digitalisées. 2.2 Régime des écoulements souterrains 2.2.1 Hautes eaux Hautes eaux 1996 Lors des hautes eaux de l'année 1996 (8 août 1996), la nappe phréatique de l'aquifère alluvial du Rhône est fortement alimentée par le Rhône au nord-est dans la zone des piézomètres P59 et P60 (figures 2 et 8a, cf. Chapitre IL 1.5.3). Près du P59, le niveau du Rhône est environ 8 m plus haut que le niveau d'eau souterraine au piézomètre à une distance de 100 m. Entre le 8 et le 15 août 1996, le niveau du Rhône est tombé d'environ 50 cm et le niveau du piézomètre P59 est descendu de 33 cm. Près du piézomètre P61, le niveau du Rhône est environ 2 m plus haut que le niveau du piézomètre. Entre le 8 août et le 15 août, le niveau de la nappe s'est abaissé à cet endroit de 23 cm. La direction de l'écoulement souterrain est N - S avec un gradient hydraulique de 7.1 %o à la zone d'infiltration du Rhône et NNE - SSW avec un gradient de 5.2 %c au centre de la plaine alluviale du Rhône. Une deuxième zone de recharge de l'aquifère alluvial du Rhône se situe au sud-est et correspond à la zone d'exutoire des roches évaporitiques du versant sud entre les piézomètres P52 et SA-8 (figure 2). Cette zone est caractérisée par des sources et par une nappe artésienne au piézomètre SA-12. Le niveau d'eau artésienne du SA-12 se trouve 31 cm au-dessus du sol. De plus, l'aquifère alluvial du Rhône est fortement drainé par le canal des Fermes. Le niveau d'eau du canal des Fermes est 82 cm plus bas que celui du piézomètre P14, qui se trouve à une distance de 10 m à côté du canal, et 59 cm plus bas près du piézomètre P20. En aval du canal des Fermes, le Rhône ne contrôle le régime souterrain que près de la graviere Finges (figure 2), où l'écoulement souterrain est NNE - SSW avec un gradient de 10.0 %o. A Milljere se situant dans la partie nord des dépôts de l'éboulement de Sierre, la nappe est probablement alimentée par l'irrigation. L'eau d'irrigation est transportée par un bisse depuis la fenêtre No 5 de la galerie d'amenée Finges - Chippis. Ce bisse recharge fortement la nappe souterraine de l'éboulement de Sierre aux piézomètres P25, P23 et P26 (cf. Chapitre II.3.2.1). Un deuxième bisse allant de la fenêtre No 5 vers le Grossee alimente la nappe dans la région du piézomètre P62. Le chimisme des eaux souterraines montre qu'il y a une autre zone de recharge de la nappe souterraine au niveau des piézomètres P28 et P29 dans l'éboulement de Sierre (cf. Chapitre II.3.2.4). La nappe souterraine est alimentée à cet endroit par des eaux émergeant des calcaires dolomitiques de Beauregard du versant sud. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 27 a) direction de l'écoulement 500 m H b) direction de l'écoulement zone de recharge versant Figure 8 : Carte des niveaux d'eau (equidistance des courbes = 1 m); a) hautes eaux 1996, b) basses eaux 1998. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 28 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Comparaison des hautes eaux pour la période 1996 -1999 Dans la plaine alluviale, le niveau d'eau souterraine des hautes eaux 1998 se situe de 20 à 50 cm plus bas que celui des années 1996, 1997 et 1999 indiquant probablement un effet de l'abaissement artificiel du lit du Rhône de 2 à 3 m au nord-est. En 1999, le lit abaissé a été de nouveau partiellement rempli de dépôts sablo-graveleux par le débit important du fleuve! Les hautes eaux 1997 et 1998 ont eu lieu dans la période fin juillet à début septembre. C'est environ cinq semaines plus tard que les années 1996 et 1999 (mi-juin à mi-août). Les hautes eaux durent moins longtemps dans l'aquifère alluvial le long du Rhône que celles observées dans la zone au pied du versant sud, plus éloignée du fleuve, et qui est partiellement rechargée par l'apport d'eau souterraine du versant. 2.2.2 Basses eaux Basses eaux 1998 Les basses eaux 1998 de la nappe souterraine des alluvions fluviatiles du Rhône ont eu lieu dans la période mars - avril avec des niveaux minimum dans la deuxième moitié du mois d'avril. Par contre, la nappe souterraine au pied du versant sud atteint déjà son minimum en février. La figure 8b donne la carte des niveaux d'eau souterraine, mesurés le 2 avril 1998. En période de basses eaux, la plaine alluviale du Rhône en amont du canal des Fermes est uniquement alimentée à Finges au sud-est par un apport d'eau du versant sud. L'apport d'eau infiltrée du Rhône au nord-est est négligeable en hiver, car le lit du Rhône est pratiquement sec (cf. Chapitre IL 1.4.2). A l'aide de deux nouveaux piézomètres (P58a et P59a), réalisés lors de la campagne de forage 1997, le niveau d'eau en période de basses eaux a été mesuré dans la zone d'infiltration du Rhône au nord-est. Au niveau de ces deux nouveaux piézomètres, la nappe souterraine se situe à 16.82 m (P58a), respectivement à 18.30 m (P59a) de profondeur. Le niveau d'eau de 551.54 m s/mer à cet endroit se trouve 1.40 m au-dessous de celui de la nappe souterraine en aval vers les piézomètres P13, P54 et P53. Cela signifie que la direction de l'écoulement souterrain est S - N et que les eaux souterraines remontent la vallée du Rhône entre le site du piézomètre P54 et le site du P58a. En aval du canal des Fermes, le Rhône alimente la nappe souterraine dans les régions de Milljere et de la graviere Finges (figure 2 et 8b). Le régime d'écoulement souterrain en période de basses eaux est comparable à celui des hautes eaux, car le lit du Rhône possède toute l'année de l'eau à cet endroit : effet de drainage amont, affluents de la DaIa et du canal des Fermes. Comparaison des basses eaux pour la période 1996 -1999 Dans la plaine alluviale, le niveau des basses eaux 1998 se situe de 50 à 60 cm plus bas que celui de l'année 1997, respectivement 30 cm pour l'année 1996 (figure 9). Au pied du versant sud, la nappe souterraine atteint les basses eaux 1998 deux mois avant celles de la plaine alluviale, ainsi qu'avant celles des années 1997 et 1996. Par conséquent, on peut admettre que l'augmentation du niveau d'eau de la nappe souterraine au pied du versant sud entre fin février et avril 1998 n'est pas liée à un apport d'eau souterraine du Rhône. Au contraire, cette augmentation de niveau reflète l'effet de la fonte des neiges et des crues printanières sur la nappe souterraine au pied du versant. La période entre novembre 1996 et mi-février 1997 a été caractérisée par des précipitations M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 29 intensives sur tout le bassin versant du Rhône. De plus, le canal d'amenée Finges - Chippis a été mis hors service entre le 23 et le 26 janvier 1997. Ceci signifie que le débit dans le lit du Rhône amont a été assez important lors de cette période pour alimenter la nappe souterraine de la plaine alluviale et pour maintenir les niveaux d'eau hauts et constants. De mi-février à fin avril 1997, les niveaux d'eau se sont abaissés. Les niveaux d'eau des basses eaux 1997 sont relativement élevés par rapport à ceux des basses eaux antérieures, probablement à cause de cet apport souterrain du Rhône entre novembre 1996 et mi-février 1997. Les basses eaux 1999 ont atteint leur niveau minimum au début de février, ce qui est 2½ mois avant celles des années précédentes. De plus, le niveau des basses eaux 1999 se situe légèrement au-dessus de celui de l'année 1998 et correspond à celui de l'année 1996. Le 9 février 1999, il a neigé très fortement dans le Bois de Finges et la couche a atteint une épaisseur d'environ 1 m. Ensuite, il a plu sur la neige pendant une semaine, ce qui a créé de grands lacs inondant les champs cultivés. Cette crue de fonte des neiges a alimenté la nappe souterraine en remontant les niveaux d'eau entre 20 et 40 cm et en diluant les eaux souterraines. 2.2.3 Battements naturels Les niveaux d'eau souterraine réagissent de manière plus sensible aux variations saisonnières du niveau du Rhône en s'approchant du fleuve. Ceci explique les importants battements naturels de la nappe souterraine vers la zone d'infiltration du Rhône par rapport à ceux au pied du versant sud. Pour l'année 1998, le battement naturel de l'aquifère alluvial du Rhône passe d'environ 11 m dans la zone d'infiltration du Rhône amont à environ 1 m au pied du versant sud et au niveau du canal des Fermes. Celui-ci fonctionne comme une limite hydraulique à partir de laquelle les niveaux d'eau souterraine varient peu. Le battement naturel des eaux souterraines du forage artésien SA-12 au pied du versant sud ne dépasse pas 40 cm. Dans l'éboulement de Sierre, le battement naturel des niveaux d'eau souterraine varie entre 0.50 m dans la région des lacs et 1.50 m au SW du Perischuhubil et à Milljere. 2.2.4 Variations saisonnières observées à l'aide de mesures en continu La figure 9 montre les variations saisonnières des niveaux d'eau souterraine aux piézomètres P14, P16 et SA-13 acquis par des acquisiteurs automatiques de type Madd. Le piézomètre P16, crépine entre 6 et 9 m de profondeur, met en évidence les variations saisonnières des niveaux d'eau de l'aquifère alluvial du Rhône. L'acquisiteur automatique du piézomètre SA-13, crépine entre 7 et 15 m de profondeur dans le cône de l'Illgraben, se situe au pied du versant sud (figure 2). Il montre des variations saisonnières des niveaux d'eau semblables à celles du piézomètre P16 avec les hautes eaux en juillet / août et les basses eaux en mars / avril. Les niveaux d'eau semblent diminuer plus ou moins linéairement de 1995 à 1998. De plus, cet acquisiteur indique des variations des niveaux d'eau liées à des événements tels que la fonte des neiges et les crues de précipitation, provoquant une remontée de la nappe souterraine d'environ 50 cm. Le piézomètre P14 repose dans les dépôts lacustres et marécageux qui sont peu perméables (K = 10" m/s). Ses variations saisonnières des niveaux d'eau souterraine suivent les variations de l'aquifère alluvial du Rhône. Les niveaux d'eau ne montrent pas une alimentation mesurable de la fonte des neiges ou des crues de précipitation sur le versant sud comme l'acquisiteur du piézomètre SA-13. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 30 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Piézomètre P16 554.50 551.00 i i---------------------1---------------------p- -1---------------------T- Jan-95 Jul-95 Jan-96 Jul-96 Jan-97 Jul-97 Jan-98 Jul-98 Jan-99 Jul-99 Jan-00 Piézomètre SA-13 561.00 560.50 560.00 559.50 - 559.00 4 Jan-95 Jul-95 Jan-96 Jul-96 Jan-97 Jul-97 Jan-98 Jul-98 Jan-99 Jul-99 Jan-00 Piézomètre P14 558.00 554.00 Jan-95 Jul-95 Jan-96 Jul-96 Jan-97 Jul-97 Jan-98 Jul-98 Jan-99 Jul-99 Jan-00 - mesure Madd ? mesure manuelle Figure 9 : Variations saisonnières des niveaux d'eau souterraine aux piézomètres P14, P16 et SA-13 acquis par des acquisiteurs automatiques de type Madd pour la période 1995 - 1999. L'intervalle de mesure choisi est de 3 h. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 31 En raison de sa faible perméabilité, l'échantillonnage au piézomètre P14 ne peut être réalisé qu'avec un préleveur de fond. La stabilité temporelle des concentrations chimiques de ces eaux indique un faible renouvellement de l'eau de la nappe à cet endroit. Ce piézomètre a été choisi comme point d'échantillonnage du premier cycle (juin 1996 à mai 1997) à cause de la présence d'un appareil d'acquisition de type Madd et de son régime souterrain prévisionnel, lié à des pertes de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis (Mamin 1996). Cependant, ce comportement n'a pas pu être confirmé par les mesures mensuelles et en continu. 2.2.5 Conséquences de la mise hors service de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis L'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis a été mise hors service le 17 août 1998. Avant et après, de nombreuses mesures rapprochées ont été réalisées pour comprendre l'influence des pertes de cette galerie sur le comportement des sources du versant sud et de la nappe souterraine de l'aquifère alluvial du Rhône (KLEINER 1998). En mettant hors service l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis, le débit dans le lit du Rhône a augmenté d'environ 60 m3/s et par conséquent les niveaux d'eau augmentent également dans l'aquifère alluvial du Rhône. Par contre, les niveaux d'eau de la nappe souterraine au pied du versant sud se sont abaissés de plusieurs centimètres après l'arrêt de l'ancienne galerie d'amenée. Le débit de la source Q6 a diminué de 600 à 400 1/min. En même temps, la conductivité électrique et la température des eaux de cette source ont augmenté (cf. Chapitre II.3.5.7). 2.2.6 Zones aquifères multicouches Le forage P32, se situant à la bordure est de l'éboulement de Sierre, possède deux piézomètres 2 pouces crépines entre 1.40 et 2.40 m (P32-1) et entre 6 et 11 m (P32-2) de profondeur (BERTHOD 1994). Le P32-1 capte l'eau d'une couche gravelo-sableuse d'une épaisseur de 1 m limitée vers le haut par des limons argileux (figure 10). Le niveau d'eau (553.92 m, 9.8.1996) est 66 cm plus haut que la base de ces limons. Cette nappe (la nappe supérieure) est captive. Elle est séparée d'une nappe inférieure par des dépôts argilo-limoneux avec des débris végétaux et des roseaux de 2.80 m d'épaisseur. Le piézomètre P32-2 capte l'eau de la nappe inférieure contenant des graviers très argileux. Le niveau d'eau de ce piézomètre est 53 cm plus bas que celui du P32-1 montrant qu'un gradient hydraulique vertical vers le bas existe à cet endroit. L'eau pompée dans ces deux piézomètres est noire avec une forte odeur de H2S. L'eau du piézomètre P32-1 est plus minéralisée que l'eau du P32-2. Mais les teneurs en calcium et en bicarbonate sont plus faibles. La nappe supérieure a des valeurs élevées en sulfate qui expliquent la plus haute minéralisation. Pendant un pompage d'une durée de 40 min dans le piézomètre P32-1, la conductivité a chuté en se rapprochant de celle de la nappe inférieure. On a probablement inversé le régime local en attirant l'eau de la nappe inférieure montrant que la couche intermédiaire, séparant les deux nappes, est bien perméable. Le forage P62 se situant entièrement dans les éboulis du versant sud contient aussi deux piézomètres : P62-1 en diamètre 2 pouces crépine entre 15 et 17 m, P62-2 en 4 pouces crépine entre 40 et 42 m de profondeur (MAMIN 1996). P62-1 se trouve dans des graviers sablo- limoneux (figure 11). Le niveau d'eau de ce piézomètre (553.39 m, 15.8.1996) est à 15.2 m sous la surface du sol. La nappe souterraine est probablement libre. Le piézomètre inférieur P62-2 se trouve dans une couche de graviers sablo-limoneux. Le niveau d'eau est 5 cm plus haut que celui de la nappe supérieure montrant qu'il y a un gradient hydraulique vertical vers le haut à cet endroit. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 32 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Profil Profondeur Description lithologique Géologie Equipement 10 15 ^^= O - 0.2 m : Terre végétale. 0.2 -1.40 m : Limon argileux gris-vert, tourbe, débris de bois. 1.40 - 2.40 m : Graviers sableux et sables fins. Alluvions du Rhône • V»"o"» OToT I I U P32-1 2.40 - 5.20 m : Argile limoneuse grise avec débris végétaux, roseaux. Dépôts lacustres bouchori d'argile 0—0 O O * O" O O—O Ô~ e—e o e ' e* e o—o' i~ o—o e e' e' o o—o* i~ e—o o e * o* o o—e* è" e—o o o * o" e e—e" ó" e—o e O* O" O o—o* J" o—o o o' o* o o—o' i" e—o e e " e" o e— e" è" 5.20 -18.50 m : Gravier très argileux gris avec des débris de schistes calcaires Eboul. de Si erre U P32-2 Figure 10 : Relevé lithologique du forage P32 et position des piézomètres (d'après BERTHOD 1994). Profil Profondeur Description lithologique Géologie Equipement 10 15 20 25 30 35 40 o—e p • ' o' o o— o" S" o—o* e e" o* • • —o • e—o o o' o" o -o o ' O* O i~ o: :~o: O • • O —O O e * o* o o—o o o' o* o o—o • o * o" o O O O O—O O O * O* O e ' o" o o—o o o " o* o o " o" o e—o o o" o' o 0 - 0.4 m : Ramblai. 0.4 -13.40 m : Gravier sablo-limoneux (galets > 20 cm). 13.40-13.70m : Blocs calcaires. 13.70 -15.50 m : Gravier sablo-limoneux avec galets. 15.50-21.00 m : Gravier sablo-limoneux. 21.00 - 23.50 m : Gravier sablo-limoneux avec galets. 23.50 - 40.20 m : Gravier sablo-limoneux. 40.20-41.8Om : Gravier sableux. 41.80 - 44.00 m : Gravier sablo-limoneux. I o O 3 T3 3 O JD UJ I I U P62-1 bouchon d'argile 451 Figure 11 : Relevé lithologique du forage P62 et position des piézomètres (d'après MaMIN 1996). u P62-2 M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 33 2.3 Jaugeages du canal des Fermes et ses affluents 2.3.1 Généralités Lors des campagnes de mesure des hautes eaux 1996 à 1998, ainsi que des basses eaux 1997 et 1998, des jaugeages à la canne de Jens (SHGN 1983) ont été effectués au canal des Fermes (6 points de mesure : Dl, D2, D3, D4, D5 et D6), au drain Fisch (1 point : El) et aux bisses (3 points : M1, M2 et M3). Ces mesures ont été comparées avec des mesures du débit de la source Q6 (figure 12). Le canal des Fermes, débutant à la source sulfatée Q6 au pied du versant sud pour rejoindre le Rhône au nord-ouest, exerce un effet de drainage sur la plaine alluviale du Rhône. Cet effet de drainage a été quantifié par les jaugeages (annexe 3). 2.3.2 Tronçon Q6 - D2 Le canal des Fermes se trouve dans un tuyau souterrain entre la source Q6 et le point de mesure Dl, qui se situe une dizaine de mètres en aval du piézomètre P14. Le débit du canal augmente faiblement entre les points de mesure Dl et D2 (figure 13). Ce tronçon du canal est alimenté par l'eau sulfatée du versant sud et par le bisse Ml, qui sort du Lac de pompage. Le débit du bisse Ml correspond environ à la moitié du débit du canal des Fermes à cet endroit. Le Lac de pompage collecte les eaux des sources drainées au-dessous de la route cantonale et il est le seul lac du Bois de Finges, qui ne gèle pas en hiver, car sa température de l'eau est toute l'année plus élevée que 11 0C. La température de 11.3 0C du bisse Ml est nettement inférieure à celle du canal de 12.0 0C au D2 en avril 1998, parce que l'eau du lac a été refroidie par l'air. Par contre, la conductivité électrique du bisse Ml de 2570 uS/cm est plus importante que celle du canal de 2430 uS/cm. Figure 12 : Points de jaugeage à la canne de Jens mesurés sur les hautes eaux 1996 à 1998, ainsi que sur les basses eaux 1997 et 1998. En 1998, la fonte des neiges a eu lieu lors des basses eaux. L'eau froide et peu minéralisée de la fonte des neiges augmentait le débit et diminuait simultanément la température et la conductivité des eaux de la source Q6 (figure 13). M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 34 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 2.3.3 Tronçon D2 - D4 Le débit du canal des Fermes augmente brusquement sur le tronçon D2 - D4 en période de hautes eaux (figure 13). Par contre, le canal ne draine que peu en période de basses eaux (annexe 4). Ce tronçon du canal draine surtout la partie de l'aquifère alluvial du Rhône, qui est rechargée par l'eau froide et peu minéralisée du Rhône. Les variations saisonnières du débit du canal représentent les fluctuations saisonnières de la recharge de la nappe souterraine par l'eau du Rhône. En période de basses eaux, le lit du Rhône amont est périodiquement sec, car l'eau du Rhône est déviée par le canal d'amenée Finges - Chippis jusqu'à un débit d'environ 60 m3/s. Par conséquent, la nappe souterraine n'est rechargée par le Rhône qu'entre mai et septembre. Le débit élevé au point de jaugeage D3 le 9 août 1996 s'explique par l'apport d'eau des bisses d'irrigation, qui affleurent dans le canal des Fermes. Le jaugeage du bisse Bl, émergeant dans le canal des Fermes au point de jaugeage D3, a donné un débit de 68 1/s le 14 août 1997. 250 600-500 -4» 400- - O Q a CM Q CO Q —;—•------- û / > o Q Rhône O 300-200-100 - -------«-----.— 0 % -----1-------------- —i----------------------- —i------------------ I---------------- H------- 500 750 1000 1250 1500 1750 250 500 750 1000 1250 1500 1750 250 500 750 1000 distance (m) 1250 1500 1750 - avril 1998 -août 1998 Figure 13 : Evolution du débit, de la conductivité électrique et de la température le long du canal des Fermes lors des basses eaux (avril 1998) et des hautes eaux (août 1998). Une augmentation du débit est observée simultanément à une diminution de la conductivité et de la température en période de hautes eaux (figure 13). Cette évolution du débit, de la conductivité et de la température dans la direction de l'écoulement du canal est provoquée par une dilution de l'eau du canal par l'eau froide et moins minéralisée drainée de la nappe souterraine. Par contre, la chute de la température dans la direction de l'écoulement du canal en période de basses eaux n'est probablement pas liée au drainage de la nappe souterraine, mais à un refroidissement progressif de l'eau du canal par l'air hivernal. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 35 2.3.4 Tronçon D4 - D5 Le tronçon D4 - D5 du canal des Fermes traverse un terrain marécageux à l'intersection des dépôts de l'éboulement de Sierre et des dépôts sablo-argileux des alluvions fluviatiles du Rhône. Ce tronçon du canal est surtout rechargé par le bisse M3 et le drain Fisch. Les débits obtenus aux points D4, D5, M3 et El indiquent une recharge de la nappe souterraine par le canal des Fermes sur ce tronçon (figure 12). Le drain Fisch est un affluent du canal des Fermes. Il débute à l'est du piézomètre P50 (figure 2) et s'écoule parallèlement à la direction de l'écoulement souterrain vers le point D4 à l'ouest, drainant cette partie de la plaine alluviale du Rhône. En période de basses eaux, le drain Fisch est souvent sec. La nouvelle digue du Rhône a été construite en été 1997 à l'emplacement de ce drain. Un drain de chaque côté de la nouvelle digue remplace l'ancien drain. Les débits de ces deux drains ont été cumulés pour obtenir le débit au point El. Le drain Fisch recharge le canal des Fermes en hautes eaux 1998 par une eau moins minéralisée (904 uS/cm) et plus chaude (11.8 0C) par rapport à celle du canal. Le bisse M3 sort du Pfaffaretsee. Ce bisse recharge le canal en période des hautes eaux 1998 par une eau plus chaude (12.2 0C) et d'une minéralisation semblable à celle du canal. Par contre, en basses eaux 1998, l'eau du bisse M3 est plus minéralisée (2570 uS/cm) et d'une température semblable à celle du canal. 2.3.5 Tronçon D5 - le Rhône Entre les points de mesure D5 et D6, le drain Rhône affleure au canal. Ce drain, s'écoulant parallèlement au Rhône, draine l'aquifère alluvial le long du Rhône et alimente le canal par une eau peu minéralisée (603 uS/cm) et d'une température semblable à celle du canal. En période de basses eaux, le canal rejoint le Rhône 150 m après le point D6. Par contre, en hautes eaux l'eau du Rhône exerce un effet de barrage, créant un lac entre le point D6 et l'entrée du Rhône. L'eau claire du canal ne se mélange que peu avec l'eau grise du Rhône. Ces deux eaux sont séparées visuellement et chimiquement très nettement à l'entrée du Rhône. 2.4 Campagne de forage sur le site P11 2.4.1 Choix du site Le site sélectionné autour du piézomètre PIl a permis d'implanter un réseau de sondages en croix sans problème de logistique, grâce à un accès très facile et aucune interférence avec des champs cultivés. C'est le site qui a été sélectionné parmi d'autres comme le plus représentatif de l'aquifère alluvial du Rhône dans le Bois de Finges (SCHÜRCH & MONNET 1998). Une maille serrée, avec une distance entre deux puits d'environ 10 m, a été réalisée afin d'effectuer des essais de pompage, des essais de traçage, des diagraphies et des dilutions techniques (figure 14). 2.4.2 Réalisation des forages Du 26 septembre au 3 octobre 1997, quatre forages ont été réalisés sur le site du piézomètre Pl 1 par l'entreprise Tecfor (Troistorrents, Valais) au moyen d'une foreuse Puntel d'une puissance de levage au crochet de 14 t. Le forage Plia (612'210/127'685) a été exécuté du 26 au 30 septembre 1997 par carottage à sec avec un diamètre extérieur de 178 mm et il est équipé de la manière suivante : 0 - 4 m = tube PVC plein de 4 pouces; 4-3Om = tube PVC crépine de 4 pouces. Une chaussette a été ajoutée entre 14 et 30 m de profondeur pour éviter l'ensablement M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 36 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques (MABILLOT 1971). Ce forage a rencontré sur 15.20 m des alluvions fluviatiles du Rhône (figure 15). Ces alluvions fluviatiles du Rhône sont suivies en profondeur par des dépôts sablo-argileux du cône de l'Illgraben (15.20 - 26.70 m), puis par des dépôts lacustres et marécageux (26.70 - 30.20 m). Figure 14 : Emplacement des forages du site PIl. Les trois piézomètres PlIb, Plie et PlId sont crépines entre 3 et 15 m de profondeur avec un tube PVC de 4 pouces. Ces trois piézomètres se situent presque entièrement dans les alluvions fluviatiles du Rhône. Seul le piézomètre PlIb touche au fond sur quelques centimètres les dépôts du cône de l'Illgraben. 2.4.3 Piézométrie et structure de l'aquifère L'aquifère principal est constitué par les alluvions fluviatiles du Rhône. Au niveau du forage Pl la, l'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône est délimité au fond par les alluvions du cône de l'Illgraben à 15.20 m de profondeur. Le niveau d'eau de la nappe souterraine varie entre 553.03 et 555.94 m s/mer au piézomètre Pl 1 lors de l'année 1996. Ces niveaux d'eau reflètent une épaisseur de la zone non-saturée de 4.88 à 1.97 m. L'épaisseur de la nappe varie entre 10.32 m en basses eaux et 13.23 m en hautes eaux. Le gradient hydraulique de la nappe souterraine est de 5.4 %o dans la direction principale d'écoulement E-W. Au niveau du forage Plia, les alluvions inférieures du cône de l'Illgraben (20.50 à 26.70 m) forment un aquifère inférieur captif qui est séparé de l'aquifère principal des alluvions fluviatiles du Rhône (figure 15) par les alluvions supérieures du cône de l'Illgraben (15.20 à 20.50 m). Ceci est confirmé par des mesures géophysiques (SCHÜRCH et al. 2000). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 37 Profil Profondeur Description lithologique Géologie 10 15 20 25 30 ..... \v!v v.-.v w.v O - 0.1 m : Terre végétale. 0.1 - 2.80 m : Sables fins, argileux avec graviers fins (2.60 m galets > 20 cm de quartzite type Verrucano). 2.80 - 4.00 m : Graviers grossiers et sables avec rares galets < 10 cm de calcaires spathiques et de quartzites Verrucano. 4.00 - 6.00 m : Graviers grossiers à matrice sableuse, galets < 15 cm de quartzites Verrucano, calcaires. 6.00 - 7.25 m : Sables graveleux et graviers grossiers, galets < 20 cm. 7.25 - 8.50 m : Sables fins très argileux brun-jaunes, graviers fins, galets < 10 cm de calcaires et de quartzites. 8.50 - 8.70 m : Sables faiblement argileux et graviers très fins. 8.70 -10.40 m : Graviers grossiers et sables légèrement argileux, nombreux galets < 10 cm. 10.40 -10.75 m : Sables et graviers fins dans une matrice argileuse. 10.75 -13.30 m : Graviers et sables grossiers dans une matrice sableuse faiblement argileuse, rares galets < 10 cm. 13.30 -15.20 m : Graviers fins dans une matrice sableuse. Alluvions du Rhône ..... o—o' o O ¦ O . O m • • • • o olo O O O I. -I. O O O ..... O . • m m IISï .... • • • . «¦ ." « . " •' • ••»¦ • ..... 15.20 -16.00 m : Sables fins et graviers quartzitiques fins dans une matrice argileuse jaune-octre, traces d'oxydation. 16.00 -16.60 m : Graviers quartzitiques sableux grossiers dans une matrice sableuse quartzitique légèrement argileuse. 16.60 -18.40 m : Graviers quartzitiques fins dans une matrice argilo-sableuse jaune-ocre, rares galets < 10 cm. 18.40 - 20.50 m : Sables quartzitiques fins dans une matrice brune-jaune argileuse, rares galets quartzitiques < 5 cm. 20.50 - 20.90 m : Argiles grises compactes. 20.90 - 21.90 m : Sables quartzitiques fins et graviers fins dans une faible proportion de matrice argileuse grise. 21.90 - 22.00 m : Argiles grises compactes. 22.00 - 26.70 m : Graviers quartzitiques fins et sables fins. C (D Xl CO en Q) -o Q) C 3_ < .. •• • . . • l'.l'.l ... 3BS -_-_- • O « • O • O O • o" o* • • O • • • • -_—_- 26.70 - 27.20 m : Argiles vertes et noires, grossièrement varvées, bois. 27.20 - 30.20 m : Argiles vertes et concrétions calcaires blanches, nombreuses traces d'oxydation, matières organiques, morceaux de bois. V) <0 V) CL 3 û to ¦ Figure 15 : Relevé lithologique du forage carotté Plia. 2.4.4 Commentaires La campagne de forage sur le site PIl a pu se réaliser grâce à la collaboration entre les Universités de Neuchâtel et de Lausanne, le Centre de recherche sur l'environnement alpin (CREALP) à Sion et le bureau Charly Berthod à Sierre, le Service des routes et cours d'eau (SRCE) à Sion ainsi que le propriétaire du terrain. Lors de cette campagne, les forages n'ont pas été exécutés que sur le site PIl, mais deux nouveaux piézomètres P58a et P59a ont également été forés au nord-est du Bois de Finges remplaçant les anciens piézomètres P58 et P59, qui ont toujours été secs en période de basses eaux. Ces deux nouveaux piézomètres permettent de mesurer les niveaux d'eau des basses eaux dans la zone d'infiltration du Rhône au nord-est. Le forage Pl la a rencontré des dépôts lacustres et marécageux sur une épaisseur de 3.50 m au- dessous des dépôts sablo-argileux du cône de l'Illgraben. Lors d'une étude géotechnique du bureau DE CÉRENVILLE (1971) à Leuk, un sondage (No 4) a touché 8 m d'argile au-dessous des M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 38 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques dépôts sablo-argileux de couleur olive, qui ressemblent fortement aux dépôts du cône de l'Illgraben retrouvés dans le forage Plia (BERTHOD 1997, communication orale). La stratigraphie de haut en bas des alluvions fluviatiles du Rhône, des alluvions du cône de l'Illgraben et des dépôts lacustres et marécageux est probablement semblable à Leuk et au forage Plia. Mais les dépôts lacustres et marécageux au forage Plia se situent environ 70 m plus bas en altitude (530 m s/mer) que ceux à Leuk. Finalement, malgré la chaussette, l'ensablement a eu lieu dans le forage Plia pour créer une couche sableuse d'environ 1 m d'épaisseur au fond du forage (août 1999). 2.5 Essais de pompage 2.5.11ntroduction De nombreux essais de pompage ont été réalisés sur les eaux souterraines du Bois de Finges pour obtenir des informations sur les propriétés de l'aquifère, notamment sur la perméabilité. Des contraintes telles que la trop grande profondeur du niveau d'eau ou la trop faible perméabilité ont limité dans certains cas ces essais. Lors de la campagne de forage 1997, un premier essai de pompage a été exécuté dans le piézomètre PlIb. De plus, un essai de pompage a été effectué dans chacun des piézomètres du site Pl 1 pour étudier la distribution spatiale de la perméabilité en période des hautes eaux 1998. 2.5.2 Forage P11b lors de la campagne de forage 1997 Un essai de pompage a eu lieu dans le nouveau forage PlIb lors de la campagne de forage (2 octobre 1997). Lors de cet essai, le régime d'écoulement correspond à une période à la fin de hautes eaux où le niveau d'eau est en train de diminuer. Les variations des niveaux d'eau ont été observées régulièrement dans les piézomètres PIl, Plia, PlIb, Plie et PlId. Les niveaux d'eau ont été mesurés avant, pendant et après l'essai de pompage. Le débit pompé (400 1/min) à l'aide d'une pompe aspirante de type Honda est resté constant lors de l'essai qui a duré environ 1 h. Les rabattements dans les piézomètres se sont stabilisés après 20 minutes environ (tableau 4). Tableau 4 : Relevés piézométriques avant, pendant et 1 h après la remontée de l'essai de pompage dans le forage Pl Ib (octobre 1997). Le débit pompé moyen a été 4001/min. Nom Niveau avant Niveau pendant Rabattement Niveau après Distance du PlIb (m s/mer) (m s/mer) (m) (m s/mer) (m) PIl 555.380 555.370 0.010 555.380 20.00 Plia 555.430 555.410 0.020 555.430 10.00 PlIb 555.480 555.365 0.115 555.480 00.00 Plie 555.420 555.390 0.030 555.420 11.20 PlId 555.410 555.385 0.025 555.410 20.25 La perméabilité de l'aquifère alluvial du Rhône a été déterminée à l'aide de la méthode de Thiem-Dupuit pour une nappe libre d'une épaisseur de 12.67 m (KRUSEMAN & DE RlDDER 1994). L'équation utilisée est mentionnée dans le tableau 5. Cette méthode permet de calculer la perméabilité de l'aquifère alluvial du Rhône entre le puits et deux piézomètres d'observation. La perméabilité longitudinale PlIb - PlId le long de l'écoulement principal est 9*10'3 m/s; celle dans la direction transversale de l'écoulement Pl Ib - Pl 1 est égale à 6*10"3 m/s. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 39 2.5.3 Forages du site P11 en période des hautes eaux 1998 Entre le 17 et le 21 août 1998, un essai de pompage a été exécuté dans chacun des cinq piézomètres du site PIl à l'aide d'une pompe aspirante. Tous les essais de pompage ont duré environ une heure. Les débits pompés oscillent entre 160 et 360 1/min suivant l'essai. Le tableau 5 montre les rabattements de la nappe souterraine aux différents piézomètres et le débit pompé pour chaque essai de pompage. Les valeurs de perméabilité ont été calculées à l'aide de la méthode de Thiem-Dupuit pour une nappe libre avec une hauteur d'eau au repos de 12.76 m. Tableau 5 : Débit pompé et rabattement de la nappe souterraine pour les essais de pompage effectués dans les cinq piézomètres du site Pl 1 (hautes eaux 1998). Les valeurs de perméabilité ont été calculées à l'aide de la méthode de Thiem-Dupuit (KRUSEMAN & DE RlDDER 1994). Lieu Débit Rabattement Perméabilité Direction de la pompé pompé PIl Plia PlIb Plie PlId selon Thiem* perméabilité (1/min) (m) (m) (m) (m) (m) (m/s) PIl 160 2.120 0.015 0.010 0.015 0.040 4.6E-03 PIl-Pl Ia-Pl Ib Plia 300 0.025 0.125 0.025 0.040 0.025 3.1E-03 Pl Ia-Pl Ic-Pl Id PlIb 270 0.015 0.020 0.100 0.025 0.020 6.7E-03 7.8E-03 Pl Ib-Pl Ic-Pl Id Pl Ib-Pl Ia-Pl 1 Plie 360 0.015 0.035 0.025 0.155 0.035 - - PlId 300 0.015 0.030 0.020 0.035 0.145 2.4E-03 8.0E-03 Pl Id-Pl Ic-Pl Ib Pl Id-Pl Ic-Pl la * Thiem-Dupuit (nappe libre) : K = [Q*ln(r2/ri)] / [7i*(h22 - h]2)] où r2 et ri sont les distances entre le puits et les points d'observation; h2 et h] les hauteurs d'eau aux points d'observation; Q le débit pompé. Les valeurs de perméabilité calculées à l'aide de la méthode de Thiem-Dupuit se trouvent entre 2 et 8*10"3 m/s. Pour expliquer les différences entre ces valeurs de perméabilité, des calculs de sensibilité ont été effectués pour cette méthode. Ces calculs montrent qu'une différence de 30 1/min du débit pompé ne provoque qu'une faible variation de la perméabilité. Par contre, une erreur de 1 cm pour la lecture du rabattement de la nappe aux points d'observation varie la valeur de perméabilité d'un facteur 2. Il faut mentionner que la précision de la lecture du rabattement de la nappe se situe dans l'ordre d'un demi centimètre. Pour conclure, les alluvions fluviatiles du Rhône au site PIl sont caractérisées par une perméabilité moyenne de 10'3 m/s. L'écoulement majeur de l'eau souterraine se fait préférentiellement dans les lentilles graveleuses qui possèdent probablement une perméabilité plus grande que 10"3 m/s. Les valeurs de perméabilité calculées par la méthode de Dupuit pour une nappe libre ainsi que l'équation se trouvent dans l'annexe 5. La méthode de Dupuit ne considère que les propriétés de l'aquifère autour du puits et dépend fortement de la position de la crépine, du massif filtrant et des effets de perturbation lors de l'exécution du piézomètre. L'influence de l'hétérogénéité de l'aquifère sur les valeurs de la perméabilité est moins importante par rapport à la méthode de Thiem-Dupuit. La perméabilité des alluvions fluviatiles du Rhône calculée avec la méthode de Dupuit varie entre 1.9 et 2.6* 10"3 m/s pour les piézomètres Plia, PlIb, Plie et PlId. Cette perméabilité correspond à celle obtenue par la méthode de Thiem-Dupuit. La perméabilité de 7.9* 10'5 m/s au piézomètre PIl indique une lentille limono-argileuse à cet endroit. 2.5.4 Autres sites Lors des hautes eaux 1996, des essais de pompage ont été effectués dans tous les piézomètres où cela était possible pour obtenir des informations sur les propriétés de l'aquifère. Des contraintes telles que la trop grande profondeur du niveau d'eau ou la trop faible perméabilité ont limité ces essais. Les essais de pompage ont été réalisés dans des piézomètres avec un diamètre de 5 et 10 cm à l'aide d'une pompe aspirante à des profondeurs entre 2 et 8 m. Le débit maximal M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 40 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques pompé était environ 100 1/min à faible profondeur et diminuait à environ 50 1/min à 8 m (Jawecki 1996). Dans l'aquifère alluvial du Rhône, les essais de pompage ont duré entre 30 et 60 minutes au débit maximal (50 à 100 1/min) que pouvait fournir la pompe. L'état permanent a été souvent atteint après quelques minutes avec un rabattement de 2 à 30 cm. Les essais de pompage ont été exécutés dans les couches graveleuses. Lors du pompage, l'eau a été surtout pompée depuis la frange capillaire qui se trouve au-dessus de la nappe souterraine et qui est seulement partiellement saturée en eau. Plusieurs heures après la remontée, le niveau d'eau a souvent été 1 cm plus bas qu'avant le pompage, parce que les pores de la frange capillaire vidées par le pompage n'ont plus été remplies. Les valeurs de perméabilité, calculées pour ces rabattements de 2 cm, sont probablement trop faibles. Dans l'éboulement de Sierre, les piézomètres se vidaient en général même avec le débit minimal (20 1/min) sur 1 à 4 m et l'eau ne revenait qu'après quelques minutes. Le débit pompé a été mesuré par un tonneau de 301 et d'un chronomètre. Les perméabilités calculées par la méthode analytique dans un état permanent d'après Dupuit sont résumées dans l'annexe 5. 2.5.5 Carte de perméabilité Une carte de perméabilité a été établie à partir des essais de pompage effectués dans tous les forages et les piézomètres du Bois de Finges. A l'exception de quelques forages carottés et de piézomètres forés, la majorité des ouvrages sont des piézomètres battus qui ont perturbé le terrain voisin. Ces piézomètres sont des ouvrages incomplets où les valeurs de perméabilité ont seulement été calculées pour la longueur de leur crépine qui varie entre 3 et 20 m (annexe 5). D'autre part, le fait que les mesures du rabattement aient été effectuées dans le même ouvrage que le pompage induit des erreurs de calcul à cause de la zone de suintement : la perméabilité vraie pourrait donc être plus élevée. A partir de ces mesures ponctuelles, le Bois de Finges a été découpé en plusieurs classes de perméabilité (figure 16). Le tableau 6 montre les classes de perméabilité définies par des essais de pompage et par des observations hydrogéologiques in situ, ainsi que le nombre de mesure, la perméabilité moyenne et l'épaisseur saturée moyenne de l'aquifère. Tableau 6 : Classes de perméabilité définies par des essais de pompage et par des observations hydrogéologiques in situ, ainsi que le nombre de mesures, la perméabilité moyenne et l'épaisseur saturée moyenne de l'aquifère. Classe Description Nombre de Perméabilité Epaisseur mesures moyenne (m/s) de l'aquifère (m) Kl Aquifère alluvial le long du Rhône 12 IO"' 20 K2 Aquifère alluvial au pied du cône de l'Illgraben 2 IO"4 10 K3 Région de la graviere Finges 5 IO"3 10 K4 Zone de Milljere 1 IO"4 20 K5 Sortie du canal dans le Rhône 1 IO"5 10 K6 Lacs de l'éboulement de Sierre 7 IO"4 10 K7 Intersection éboulis et alluvions 4 IO"4 20 K8 Colline du Perischuhubil 3 10"6 10 K9 Dépôts lacustres et marécageux 2 IO"5 10 KlO Versant sud partie est 6 10"3 15 KIl Versant sud partie centrale 1 IO5 10 M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 41 L'aquifère alluvial le long du Rhône en amont est caractérisé par une perméabilité > 10"3 m/s, indiquant un gravier sableux avec un important écoulement d'eau souterraine (classe Ki). L'aquifère alluvial du Rhône au pied du cône de l'Illgraben affiche une perméabilité légèrement plus faible (K = 10'4 m/s) car ses piézomètres touchent souvent au fond les alluvions peu perméables du cône de l'Illgraben s'approchant du sud-est (classe K2). La perméabilité des alluvions fluviatiles du Rhône dans la région de la graviere Finges est semblable à celle des alluvions fluviatiles amont (classe K3). La zone de Milljere constituée par des dépôts gravelo- sableux rhodaniens est caractérisée par une perméabilité de 10" m/s (classe K4). La classe K5 représente la zone où le canal des Fermes rejoint le Rhône. Les dépôts de l'éboulement de Sierre, dominés par des dépôts calcaires sableux et limoneux, sont caractérisés par une perméabilité faible et très hétérogène. Les piézomètres se situent souvent dans des dépressions constituées de dépôts lacustres et marécageux. Par contre, la présence de sillons graveleux et de roches fracturées peut créer des zones de circulation préférentielle avec une perméabilité plus élevée. La classe K6 comporte la région des lacs au centre de l'éboulement de Sierre (figure 16). Ces lacs sont en général en équilibre avec la nappe souterraine. La classe K7 enclobe la partie est de l'éboulement de Sierre où les dépôts de l'éboulement sont intercalés avec les alluvions fluviatiles du Rhône et les éboulis du versant sud. Ces piézomètres captent des couches très différentes en perméabilité, aussi les valeurs de perméabilité sont à interpréter comme des données valables très localement. La colline du Perischuhubil (classe Kg) de caractère très hétérogène semble exercer un effet de barrage hydraulique sur le régime d'écoulement souterrain. Il faut dire que les valeurs de perméabilité mesurées in situ ne sont pas représentatives pour la perméabilité moyenne des classes K5 et K6, car elles correspondent seulement à des conditions proche du piézomètre. Figure 16 : Carte de perméabilité obtenue par des essais de pompage et position des classes de perméabilité. Ces classes de perméabilité ont été reprises pour la modélisation hydrogéologique (cf. Chapitre II.2.9). La valeur de perméabilité est montrée pour chacun des points de mesure dans l'annexe 5. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 42 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Les dépôts lacustres et marécageux au sud-ouest du canal des Fermes, situés entre les alluvions fluviatiles du Rhône au nord et les éboulis du versant sud, sont regroupés dans la classe K9. Ces dépôts peu perméables K < 10"5 m/s sont probablement la cause de l'artésianisme du forage SA- 12. Finalement, les classes Ki0 et Kn regroupent les dépôts très hétérogènes des éboulis du versant sud. 2.6 Essais de traçage au site P11 2.6.1 Introduction En tout, six essais de traçage ont été réalisés au site du piézomètre PIl en collaboration avec K. Kennedy du Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel (Projet de recherche FN n° 20- 46726.96). Un premier essai de traçage a été effectué en novembre 1997 dans le piézomètre PlIb. Cet essai de traçage a été répété en période des basses eaux et des hautes eaux 1998 pour étudier les variations saisonnières du régime de l'écoulement souterrain à cet endroit. De plus, trois essais de traçage ont été exécutés dans le forage Plia à différentes profondeurs pour déterminer la profondeur de la couche aquifère la plus perméable. 2.6.2 Choix des traceurs Selon le BRGM (1984) et LEIBUNDGUT & Weingartner (1982), un traceur idéal de l'eau souterraine doit posséder les conditions suivantes. • Le traceur n'est pas toxique, ni pathogène. • Il se déplace à la même vitesse que l'eau. Il ne doit ni être filtré, ni être adsorbé sur les matériaux de l'aquifère. Le traceur se mélange bien et possède une densité proche de l'eau. • Il n'existe pas en grandes quantités dans l'eau étudiée. • Le traceur doit être stable chimiquement pendant une période de temps déterminée. • Il est bon marché et possède un très faible seuil de détection. • Le traceur ne doit pas interagir avec le milieu qu'il traverse, ni modifier celui-ci d'une quelconque manière. • Selon les cas, il sera possible d'utiliser plusieurs traceurs en même temps (multitraçage) sans de provoquer d'interférence lors de l'analyse. Le traceur idéal n'existe pas, mais certains traceurs sont meilleurs que d'autres. Les substances utilisées comme traceurs en hydrogéologie peuvent être classées en radioisotopes, produits chimiques, colorants fluorescents, bactéries et température de l'eau. Lors des essais de traçage au site du piézomètre PIl, un traceur fluorescent, l'uranine, a été utilisé simultanément à des bacteriophages. L'uranine (= fluorescéine), un des traceurs les plus fluorescents, possède l'avantage d'être sensible pour une détection à très faible concentration (0.5 ppb) et relativement bon marché. Les inconvénients sont l'adsorption sur les minéraux argileux, les variations de son comportement selon le pH et la température. De plus, l'uranine se décompose par la lumière (KÄSS 1992). L'uranine et les bacteriophages, des traceurs biologiques, sont un moyen de traçage efficace valable non seulement pour les milieux karstiques, mais également pour les milieux à porosité interstitielle (ROSSI et al. 1996). Le terme de bacteriophage désigne les virus marins de bactéries. Hs sont incapables de se reproduire de manière autonome. La taille des bacteriophages varie entre 10 et 100 nm. Ils possèdent une structure protéique complexe contenant l'information génétique. Les bacteriophages sont totalement invisibles et leur sensibilité de détection est de l'ordre de 1 bacteriophage par ml d'eau. Grâce à la spécification des bacteriophages, plusieurs bacteriophages peuvent être injectés en même temps et grâce à une décroissance exponentielle de la concentration des bacteriophages, les essais de traçage peuvent se répéter plusieurs fois. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 43 Cette décroissance des bacteriophages dépend de la température, de la force ionique et de la présence de particules colloïdales dans l'eau. 2.6.3 Essai de traçage n° 1 dans le P11bdu 17 novembre 1997 Entre le 17 et le 21 novembre 1997, un traceur fluorescent conventionnel, l'uranine, a été injecté simultanément à des bacteriophages H4 et H40 dans le piézomètre PlIb. Un échantillon a été prélevé toutes les 15 à 30 minutes dans les piézomètres PIl, Plia, PlIb, PlIc et PlId (figure 14). Le mélange des traceurs a été injecté depuis un récipient en plastique au moyen d'un circuit fermé (injection à 6 m et pompage à 12 m de profondeur). Cette méthode d'injection permet de faire l'hypothèse que les traceurs sont injectés de manière homogène sur toute la longueur disponible du piézomètre (KÄSS 1992). Les traceurs injectés retournent dans le circuit fermé après 2.19 minutes pour un débit pompé d'environ 4 1/min. Un circuit fermé a aussi été installé dans les piézomètres d'observation. La concentration mesurée des traceurs correspond à une valeur moyenne sur une colonne d'eau haute de 6 m, entre 6 et 12 m de profondeur. La concentration en uranine a été déterminée in situ par un fluorimètre de terrain (SCHNEGG & DOERFLIGER 1997), qui est intégré dans le circuit fermé. Un deuxième échantillon pour les bacteriophages a été stocké à environ 4 0C et analysé par le laboratoire LAMUN (Inst. de microbiologie, Université de Neuchâtel). Les données de l'injection se trouvent en annexe 6. Les courbes de restitution de l'uranine et du bacteriophage H40 suivent une distribution semblable (figure 17). La migration des bacteriophages et de l'uranine se fait préférentiellement entre les piézomètres PlIb et PlId, indiquant probablement la présence d'un drain perméable à cet endroit. Le piézomètre Pl le se trouve dans une zone plus sablo-argileuse que le piézomètre PlId : ceci est confirmé par des observations faites lors de l'exécution des forages. 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 Temps depuis l'injection (h) Figure 17 : Courbes de restitution de l'uranine (ppb) et du bacteriophage H40 (pfu) pour l'essai de traçage n° 1 dans le piézomètre Pl Ib du 17 novembre 1997. Le tableau 7 montre la vitesse de transport du traceur pour le temps d'arrivée (Varr.) et le temps de concentration maximale du traceur (Vm3x). La vitesse d'arrivée semble représenter le cheminement le plus rapide, donc la zone la plus perméable. Par contre, la vitesse de concentration maximale et la vitesse de 50 % du taux de récupération totale (V50) correspondent M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 44 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques mieux à une vitesse moyenne de transport du traceur (Hofmann et al. 1992). La vitesse V50 a été calculée par le logiciel Traci (cf. Chapitre II.2.6.7). Tableau 7 : Résultats de l'uranine et du bacteriophage H40 pour l'injection dans le piézomètre PlIb (novembre 1997). Injection entre 6 et 12 m de profondeur. Point Traceur 1 arr. * max * 50 »air. 'max »50 **min " "-max 1 OenUn-HenJax (h) (h) (h) (m/h) (m/h) (m/h) (m/h) (%o) (%) Plie Uranine H40 Phage 3.00 13.30 38.00 3.7 0.8 0.3 44-64 5.5 30-44 2.00 4.00 4.21 5.6 2.8 2.7 44-64 5.5 9-13 PlId Uranine H40 Phage 2.30 6.30 8.45 8.1 3.1 2.4 44-64 5.5 8-11 2.00 4.00 4.69 10.1 5.1 4.3 44-64 5.5 5-7 T = temps après l'injection; V = vitesse de transport du traceur; K = perméabilité calculée à partir de l'essai de pompage pour une colonne d'eau de 6 m de hauteur; i = gradient hydraulique; He = porosité effective calculée avec V™. Les bacteriophages H40 migrent plus vite que l'uranine, alors qu'une plus faible quantité totale de bacteriophages a été transportée. L'adsorption des bacteriophages sur la matrice de l'aquifère diminue le nombre de particules en suspension. Une certaine quantité de bacteriophages, adsorbée sur les argiles en suspension et donc protégée contre des influences externes, réussit toujours à passer par advection en conservant une vitesse importante de migration (ROSSI 1992). Cette vitesse de migration correspond probablement à la vitesse réelle d'écoulement de l'eau souterraine. Par contre, l'uranine semble réagir de manière temporelle avec la matrice fine de l'aquifère en retardant la vitesse de propagation et en augmentant la dispersion du traceur. Ces réactions d'interaction sont surtout du type d'adsorption temporelle et d'échange ionique (ROSSI et al. 1994, GlLLHAM et al. 1990). C'est pourquoi la concentration maximale de l'uranine observée dans la formation sablo-argileuse du piézomètre Plie est fortement retardée par rapport à celle des bacteriophages. La porosité effective rie du site PIl a été calculée avec l'équation de Darcy (DOMENICO & Schwartz 1997) : ne = (k{* I)ZVn^x (1) La vitesse moyenne Vmax a été obtenue par l'essai de traçage, alors que la perméabilité kj a été déterminée par l'essai de pompage ainsi que le gradient i. La porosité effective varie entre 5 et 13 % pour une profondeur d'injection de 6 à 12 m dans les alluvions fluviatiles du Rhône (tableau 7). Ces valeurs correspondent à des moyennes de la porosité effective de l'aquifère alluvial du Rhône entre le point d'injection et le point d'observation. La porosité effective est définie comme le pourcentage des vides interconnectés. 2.6.4 Répétition de l'essai n° 1 en période des basses eaux et hautes eaux 1998 L'essai de traçage n° 1 a été répété en période des basses eaux et des hautes eaux 1998 pour étudier les variations saisonnières du régime de l'écoulement souterrain à cet endroit. Lors des essais de traçage n° 2 (mars 1998) et n° 3 (août 1998), l'uranine et les bacteriophages H40 ont été injectés simultanément dans le forage PlIb (annexe 6) à l'aide d'un circuit fermé de la manière identique à celle de l'essai n° 1. La migration des bacteriophages et de l'uranine se fait préférentiellement pour chaque régime M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 45 hydrologique entre les piézomètres PlIb et PlId. C'est surtout la vitesse de migration des traceurs qui varie en parallèle avec les fluctuations saisonnières du gradient hydraulique (figure 18). Entre le point d'injection PlIb et le point d'observation PlId, la vitesse d'arrivée (Varr.) de l'uranine et des bacteriophages, qui sont similaires, se situe entre 5 et 12.5 m/h (tableau 8). Dans la direction Pl Ib et Pl le, la vitesse d'arrivée varie entre 2.5 et 6 m/h. Tableau 8 : Résultats de l'uranine et du bacteriophage H40 pour les essais de traçage n° 1 à 3. Injection dans le piézomètre Pl Ib entre 6 et 12 m de profondeur. Essai 1 (nov. 97) Essai 2 (mars 98) Essai 3 (août 98) Point Traceur larr. 1 max 'arr. V max (h) (h) (m/h) (m/h) ïarr. 1 max »air. Vm3x (h) (h) (m/h) (m/h) larr. * max »arr. *max (h) (h) (m/h) (m/h) Plie Uranine H40 Phage 3.00 13.30 3.7 0.8 2.00 4.00 5.6 2.8 5.00 24.00 2.2 0.5 4.00 7.00 2.8 1.6 2.00 6.30 5.6 1.7 1.45 3.30 6.4 3.2 PlId Uranine H40 Phage 2.30 6.30 8.1 3.1 2.00 4.00 10.1 5.1 4.00 12.00 5.1 1.7 4.00 7.00 5.1 2.9 1.45 4.30 11.6 4.5 1.30 3.30 13.5 5.8 T = temps après l'injection; V = vitesse de transport du traceur. Point d'observation P11d 1.E+06 T----------------------------------------------------------------------------- 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 Point d'observation P11c 1.E+04 T----------------------------------------------------------------------------- 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 Temps depuis l'injection (h) Figure 18 : Courbes de restitution de l'uranine et du bacteriophage H40 pour les essais de traçage n° 1 à 3. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 46 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Par contre, l'uranine et les bacteriophages montrent des importantes différences pour la vitesse de concentration maximale (Vm3x). Les bacteriophages atteignent en général plus vite la concentration maximale avec un facteur 1.7 au PlId, respectivement 2.5 au Plie par rapport à l'uranine. De plus, la différence de la vitesse de concentration maximale entre l'uranine et les bacteriophages diminue quand le gradient hydraulique augmente. Enfin la vitesse de concentration maximale des bacteriophages correspond environ à la vitesse de 50 % du taux de récupération. Par contre, la vitesse de 50 % pour l'uranine est d'un facteur 1.6 plus élevée que sa vitesse de concentration maximale, reflétant l'influence importante de la dispersion. Lors de ces trois essais de traçage avec l'injection dans le forage PlIb, aucune détection de traceur n'a été observée dans les forages Pl 1 et Pl la. 2.6.5 Essais de traçage dans le forage P11a En août 1998, trois essais de traçage n° 4 à n° 6 ont été réalisés dans le forage Plia de la manière identique à celle des essais dans le forage PlIb (KLEINER 1998). Lors de l'essai de traçage n° 4, l'uranine injecté n'est jamais apparu dans le tuyau de retour du circuit fermé. L'uranine injecté à une profondeur de 5 m n'a pas atteint la pompe du tuyau de retour se situant à 12 m de profondeur. Par conséquent, un drain très perméable avec une importante vitesse d'écoulement existe entre 5 et 12 m de profondeur, qui évacue le traceur et qui empêche qu'il atteigne la profondeur de la pompe. L'essai de traçage n° 5 a été effectué en remontant toutes les cinq minutes durant l'injection le niveau de la pompe du tuyau de retour jusqu'à ce qu'un retour du traceur soit visible. Ceci a été réalisé dans le but de déterminer la position du drain perméable. Un retour d'uranine a été observé lorsque la pompe ne se situait plus qu'à une profondeur de 6 m (un mètre seulement au- dessous du point d'injection). Cet essai de traçage indique la présence d'un drain perméable qui se trouve entre 6 et 12 m de profondeur. La partie de l'aquifère alluvial entre 5 et 6 m de profondeur au-dessus de ce drain est nettement moins perméable. Lors de l'essai de traçage n° 6, les pompes dans tous les forages ont été placées à 7 m de profondeur alors que les points d'injection restaient à 5 m. Les trois essais de traçage dans le forage Plia se caractérisent par une seule réponse positive au forage Pl le. Aucune réponse positive n'a été observée dans les forages PIl, PlIb et PlId. Un drain perméable relie donc les forages Plia et Plie. La vitesse d'arrivée le long de ce drain s'élève à environ 16.5 m/h. Cette vitesse d'écoulement d'eau souterraine est nettement plus importante que celle obtenue pour le drain perméable entre les forages Pl Ib et Pl Id. 2.6.6 Effet d'un piézomètre sur le régime d'écoulement souterrain Pour étudier l'effet d'un piézomètre sur le régime d'écoulement souterrain, la vitesse d'écoulement a été calculée pour la décroissance de la concentration en uranine et en bacteriophages dans le piézomètre d'injection PlIb à l'aide de la méthode de la technique de dilution (Furrer 1998). Cette méthode permet de déterminer la vitesse de filtration horizontale dans un piézomètre. Cette vitesse atteint 0.05 m/h dans le piézomètre d'injection pour l'essai de traçage en novembre 1997, ce qui correspond à une vitesse qui est plus lente d'un facteur 60 que la vitesse observée entre deux piézomètres. En effet, la présence d'un tube crépine dans un aquifère alluvial modifie le champ d'écoulement souterrain. ACKERER et al. (1982) ont déjà étudié les aspects hydrodynamiques et hydrochimiques d'un piézomètre comme une discontinuité dans un aquifère alluvial. L'influence du piézomètre sur le champ d'écoulement a été observée dans le plan horizontal et dans le plan vertical. La déformation du champ d'écoulement (en plan vertical) due à l'existence des couches à perméabilité variable donne naissance à des courants verticaux dans le tube. Ces courants verticaux sont induits par une M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 47 différence de débit entre les différentes couches lithologiques du piézomètre et perturbent donc la vitesse d'eau dans le plan horizontal. 2.6.7Détermination de la dispersion La concentration d'un traceur injectée dans un aquifère est diluée et mélangée par la dispersion. Cette dispersion d'un traceur est due à la différence de diamètres des pores, ainsi que l'effet de la variation de la vitesse d'écoulement dans les pores et la diffusion. L'hétérogénéité du milieu poreux peut être d'échelle microscopique (à l'échelle des pores) ou macroscopique (à l'échelle de la matrice). A l'échelle des pores, la dispersion résulte de leurs différences d'ouverture et de longueur. A l'échelle de la matrice, les hétérogénéités existant dans sa composition entraînent une dispersion. De manière générale, plus la matrice est hétérogène, plus la dispersion est élevée. La distribution des vitesses d'écoulement à l'intérieur des pores, induite par la différence de diamètres des pores et par la différence de longueur du cheminement, engendre une dispersion des molécules du traceur longitudinalement au sens de l'écoulement. Finalement, la diffusion réagit normalement dans la même direction que la dispersion. Mais l'importance de la diffusion est très faible en cas d'un écoulement souterrain rapide. Pour les vitesses d'écoulement souterrain rapide, le coefficient de dispersion D est proportionnel à la vitesse moyenne d'écoulement de l'eau dans les pores D = a * v (2) où v est la vitesse moyenne et a la dispersivité. La dispersion représente une composante longitudinale parallèle à la direction de l'écoulement et une composante transversale dans les directions perpendiculaires. Généralement, la dispersivité longitudinale observée est environ 10 fois plus importante que la dispersivité transversale (CASTANY 1982). Basé sur un modèle de convection et de dispersion standardisé en 1-D, les répartitions de la concentration de l'uranine et des bacteriophages ont été simulées à l'aide du logiciel Traci (KÄSS 1998). Le logiciel Traci pour Windows 95 est un programme interactif pour l'évaluation des essais de traçage artificiels. Il contient plusieurs solutions analytiques de différents types d'aquifères et plusieurs situations hydrauliques. Le temps de transport moyen, la vitesse moyenne du traceur, la dispersivité longitudinale et le coefficient de dispersion longitudinale, calculés par le logiciel Traci pour les essais de traçage n° 1 à 3 du site Pl 1, sont résumés dans le tableau 9. Tableau 9 : Temps de transport moyen, vitesse moyenne du traceur, dispersivité longitudinale et coefficient de dispersion longitudinale, calculés par le logiciel Traci avec un modèle de convection et dispersion standardisé en 1-D (KÄSS 1998) pour les essais de traçage n° 1 à 3 du site PIl. Essai 1 (nov. 97) Essai 2 (mars 98) Essai 3 (août 98) Point Traceur Tso V50 E ÌS E, 3 .i 550 560 555 545 540 = 535 O *<ÇS^^ 535 540 545 550 555 niveau d'eau mesuré (m s/mer) 560 565 Figure 26 : Ecart entre les hauteurs d'eau mesurées le 8 août 1996 et les hauteurs d'eau simulées avec FEFLOW pour les piézomètres de référence du modèle d'écoulement. La droite correspond à une corrélation linéaire parfaite. 2.9.4 Simulation des teneurs en sulfate dissous pendant les hautes eaux 1996 Le transport d'un soluté en milieu poreux est basé sur une équation de conservation de la matière qui exprime que le flux de soluté est affecté par le déplacement moyen ou mouvement advectif et par la dispersion apparente (BEAR & BACHMAT 1991). Celle-ci représente la superposition de la diffusion moléculaire et de la dispersion mécanique. Le modèle de transport a pour principal but de simuler le panache des sulfates dissous dans les alluvions fluviatiles du Rhône. La distribution spatiale de cet anion a été estimée à partir des mesures physico-chimiques de la campagne d'échantillonnage du mois d'août 1996 (figure 7). Le modèle de transport se base sur le modèle d'écoulement des hautes eaux 1996. Dans un premier temps, la concentration de sulfate dans l'eau de l'aquifère du Rhône est considérée comme un mélange entre une eau peu minéralisée infiltrée du Rhône et une eau gypseuse provenant du versant sud. Le sulfate, anion majeur de ces eaux souterraines, est considéré comme un traceur parfait en milieu oxygéné et sans réaction chimique avec le milieu. La simulation du transport demande de connaître un certain nombre de paramètres qui ne sont pas toujours faciles à déterminer (JaVANDEL et al. 1984). Le choix de l'architecture du maillage, donc du réseau des éléments, conditionne les résultats. Il en est de même pour le choix de la taille du pas de temps et surtout de la dispersivité. La dispersivité longitudinale choisie correspond à la taille moyenne des éléments pour respecter le nombre de Péclet (Wang & ANDERSON 1995) et pour éviter des concentrations négatives. La dispersivité transversale est d'un facteur 10 plus petite que la dispersivité longitudinale (figure 27). Les valeurs utilisées de la diffusion moléculaire et de la porosité se sont appuyées sur les données bibliographiques (DOMENICO & SCHWARTZ 1997). La concentration de sulfate pour les eaux d'infiltration du Rhône a été choisie comme la teneur des eaux de l'aquifère le long du Rhône et non comme celle du fleuve, car l'aquifère tamponne les variations rapides des eaux infiltrées du Rhône par des processus de mélange et par la dissolution des minéraux. La figure 27 montre le panache de sulfate pour un temps de transport de 10 jours. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 59 Figure 27 : Carte de répartition des concentrations en sulfate dissous (mg/1) pour les hautes eaux 1996, calculée avec le modèle I7EFLOW (DlERSCH 1996) et points de référence. Le panache s'étale sur toute la plaine alluviale du Rhône. Les écarts entre les teneurs en sulfate mesurées et les teneurs en sulfate simulées sont représentés par la figure 28. La distribution simulée des concentrations de sulfate dans les alluvions fluviatiles du Rhône correspond à celle observée sur le terrain, sauf pour trois points au centre de la plaine se situant dans la zone du front de la plume du sulfate. Le gradient de concentration simulé au niveau de ce front est plus élevé que celui observé dans le terrain. Par contre, les écarts entre les teneurs en sulfate M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 60 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques mesurées et simulées sont très importants dans les dépôts lacustres et marécageux au sud du canal des Fermes (échan. A sur la figure 28). Le temps de transport de masse de 10 jours n'est pas suffisant pour ces dépôts peu perméables, car l'écoulement souterrain est très lent. Pour obtenir les concentrations mesurées dans ces dépôts lacustres et marécageux, un temps de transport de masse d'environ 40 jours est nécessaire. Enfin, le sulfate a été considéré sur toute la région modélisée comme un traceur conservatif. Il faut dire, que dans ces dépôts lacustres et marécageux, des réactions d'oxydoréduction ont lieu. Le sulfate est partiellement réduit par les bactéries qui oxydent la matière organique (SlGG et al. 1992). Les concentrations du sulfate simulées dans les eaux de l'éboulement de Sierre sont zéro (échan. B) selon les concentrations imposées aux limites. Les transmissivités imposées dans cette zone sont trop faibles que les processus de mélange d'eau puissent provoquer des changements de concentration après un temps de transport de masse de 10 jours. Finalement, les piézomètres avec une concentration en sulfate de 100 mg/1 (échan. C) caractérisent la partie de la plaine alluviale se situant le long du Rhône. E, 3 E »S "5 1800 1600 1400 1200 1000 800 600 400 200 0 O O ^^er^a. O O O O ^-^' O - - échan. C J ^^0*-0^ échan. A [ ° \ < . n -«g. 6ooo , $ o —e---es ecnan. B ~^s>-----1--------- ) 200 400 600 800 1000 1200 sulfate mesuré (mg/l) 1400 1600 1800 Figure 28 : Ecart entre les teneurs en sulfate dissous mesurées le 8 août 1996 sur des échantillons et les teneurs en sulfate simulées avec FEFLOW pour les piézomètres de référence du modèle d'écoulement. La droite correspond à une corrélation linéaire parfaite. 2.9.5 Simulation de l'état des basses eaux 1998 Le modèle d'écoulement des basses eaux 1998 a été créé en utilisant celui des hautes eaux 1996. Le réseau des éléments et les classes de transmissivité sont donc forcément les mêmes pour les deux modèles d'écoulement souterrain. Mais ces deux modèles se distinguent par les conditions aux limites et par la carte des niveaux d'eau prise comme référence. La carte des équipotentielles hydrauliques prise comme référence pour la simulation des basses eaux 1998 correspond aux paramètres mesurés le 2 avril 1998 (figure 8b). C'est à la suite de cette carte que le changement de direction des écoulements entre basses et hautes eaux est apparu. En effet, en régime de basses eaux, une partie de l'eau issue du versant sud remonte la plaine alluviale vers l'est, alors qu'en régime de hautes eaux, l'écoulement est NE - SW. Pour la simulation, la limite latérale aval, ainsi que le Rhône au nord, le canal des Fermes et la zone d'exutoire du versant sud, coïncident avec les données piézométriques disponibles : une valeur de potentiel est imposée à chaque noeud. Le cône de l'Illgraben au SE est considéré comme une limite à flux nul. La représentation de la nappe en avril 1998, calculée par le modèle numérique, se trouve en figure 29. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 61 Figure 29 : Modèle d'écoulement réalisé avec FEFLOW (Finite Element subsurface Flow system, Ddersch 1996) en période des basses eaux 1998. Pour le calage du modèle, les piézomètres les plus importants et les débits jaugés dans le canal des Fermes ont été pris en compte. La calibration a été réalisée par essais-erreur à l'aide des zones de transmissivité (KLEINER 1998). Les transmissivités imposées ressemblent à ceux du modèle des hautes eaux 1996. Seule la transmissivité des classes Ks et K7 a été modifiée de 1 * 10"4 à 1 * IO"3, respectivement de 5 * IO"3 à 5 * IfJ4. Les piézomètres de référence du modèle FEFLOW, pour lesquels les niveaux d'eau simulés ont été comparés aux niveaux d'eau mesurés in situ du 2 avril 1998, ont permis de valider la carte des équipotentielles hydrauliques simulées. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 62 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques Les principaux écarts entre les valeurs simulées et mesurées se situent au centre de l'éboulement de Sierre et au pied du versant sud (figure 30). Le modèle d'écoulement des hautes eaux 1996 avait connu les mêmes problèmes à simuler les niveaux d'eau dans l'éboulement de Sierre. Ces principaux écarts sont dus à l'hypothèse simplificatrice faite que les eaux souterraines de l'éboulement de Sierre ne forment qu'un seul aquifère continu. Les valeurs mesurées au pied du versant sud sont plus importantes que celles simulées. Ceci peut être expliqué par le fait que la fonte des neiges a eu lieu lors des basses eaux 1998. En période de basses eaux, l'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône est fortement drainé par le fleuve en amont du canal des Fermes : environ 144 1/s. En même temps, l'aquifère est alimenté par l'eau sulfatée du versant au sud-est (environ 1311/s). ?565 E M 560 E, -0) 555 3 .§ 550 M S 545 > 'E 535 4- 535 540 545 550 555 560 565 niveau d'eau mesuré (m s/mer) Figure 30 : Ecart entre les hauteurs d'eau mesurées le 2 avril 1998 et les hauteurs d'eau simulées avec FEFLOW pour les piézomètres de référence du modèle d'écoulement. La droite correspond à une corrélation linéaire parfaite. 2.9.6 Apports d'eau souterraine du Rhône et du versant sud Les modèles d'écoulement sur les hautes eaux 1996, respectivement sur les basses eaux 1998, qui se basent sur le même schéma conceptuel, permettent de calculer les apports d'eau souterraine du Rhône et du versant sud pour les différentes périodes du cycle hydrologique. Les résultats des simulations montrent une importante variation du régime d'écoulement souterrain de l'aquifère alluvial entre les hautes eaux et les basses eaux. L'alimentation de la nappe alluviale par le versant sud est presque triplée en régime de hautes eaux. Le Rhône alimente l'aquifère alluvial en période de hautes eaux, alors que c'est l'inverse en régime de basses eaux. Le tableau 10 présente les flux en litres par seconde par mètre de section, calculés par les modèles d'écoulement sur les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1998. Les flux donnés par le logiciel FEFLOW en m3/j sont transformés en 1/s puis divisés par la longueur de la section concernée (par exemple 2259 m pour la section du Rhône en amont du canal). Les valeurs de débit indiquées dans le tableau 11 semblent être très élevées, mais elles ne tiennent pas compte de l'épaisseur de l'aquifère (modélisation effectuée en 2-D). En effet, l'épaisseur saturée moyenne de l'aquifère alluvial du Rhône en amont du canal des Fermes est d'environ 65 m, ce qui donne un débit drainé par le Rhône en période des basses eaux 1998 de 2.2 1/s/m (= 144 / 65), respectivement un débit de recharge du Rhône en période des hautes eaux 1996 de 13.1 V s/m2. En période des hautes eaux 1996, le Rhône alimente seulement l'aquifère alluvial du Rhône au nord-est sur quelques mètres de profondeur. Entre cette zone de recharge et le canal des Fermes, l'écoulement souterrain se produit parallèlement au Rhône, où l'interaction entre le fleuve et l'aquifère est donc négligeable. Les 852 1/s/m calculés par le modèle numérique 2-D pour M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 63 l'apport du Rhône correspondent donc au débit de recharge totale de l'aquifère par le Rhône. Par contre, en période de basses eaux, l'échange entre la nappe souterraine et le Rhône (quasiment à sec en cette période) se produit sur toute la hauteur de l'aquifère. Tableau 11 : Comparaison des flux simulés par le logiciel FEFLOW sur les basses eaux 1998 et les hautes eaux 1996. Tronçon Longueur section Débit basses eaux 1998 Débit hautes eaux 1996 (m) (1/s/m) (1/s/m) Rhône amont du canal 2259 -144 852 Rhône aval du canal 951 -9 -7 Versant sud 2038 131 337 Bordure aval du modèle 1137 -6 -10 Sortie du canal au Rhône 1330 -45 -1050 2.9.7 Commentaires Le modèle numérique utilisé ne représente pas la réalité, mais propose une interprétation du régime d'écoulement souterrain de la plaine alluviale du Bois de Finges, basée sur les mesures des niveaux d'eau souterraine et des perméabilités. Le modèle numérique permet de visualiser facilement les principales directions et vitesses d'écoulement. De manière générale, le modèle numérique a reproduit le régime hydrogéologique régional du 8 août 1996, respectivement du 2 avril 1998 : l'existence d'un aquifère relativement homogène et bien perméable en amont du canal des Fermes (alluvions fluviatiles du Rhône), l'effet drainant de ce dernier et les conditions peu perméables et hétérogènes en aval (dépôts de l'éboulement de Sierre). L'utilisation du modèle mathématique soulève un certain nombre de problèmes liés à la nature bidimensionnelle du modèle amenant des incertitudes supplémentaires qu'il faut ajouter à celles provenant de la méconnaissance de la structure de l'aquifère (NATIONAL RESEARCH COUNCIL 1990). D'une part, la nature du modèle 2-D amène à introduire non pas des classes de perméabilité mais de transmissivité. Celles-ci ont été calculées à partir des perméabilités obtenues par essais de pompage et en faisait une hypothèse sur l'épaisseur saturée de l'aquifère. D'autre part, le modèle bidimensionnel représente le Rhône et le canal des Fermes comme des surfaces planes, verticales sur toute la hauteur de la nappe souterraine et exerçant un effet de barrage hydraulique. Seul un modèle tridimensionnel serait à même de le faire (BOUZELBOUDJEN 1991). L'incertitude sur les conductivités hydrauliques et les épaisseurs saturées de l'aquifère (transmissivité) est bien plus grande que celle sur les potentiels aux limites. C'est pour cette raison que le modèle numérique a été calibré en modifiant les transmissivités et non pas les potentiels ou les flux. Les transmissivités introduites dans le modèle représentent une moyenne de plusieurs valeurs, obtenues sur le terrain par des essais de pompage, et tiennent compte de l'épaisseur moyenne saturée de l'aquifère. En effet, comme les essais de traçage sur le site PIl ont montré, l'écoulement souterrain se déroule préférentiellement dans une couche perméable de quelques mètres d'épaisseur. Il est également intéressant de constater que la direction de l'écoulement simulée par le modèle au site PIl n'est pas identique à celle mesurée à l'aide des essais de traçage. Ceci indique l'importance de l'effet d'échelle concernée et de la présence d'hétérogénéités locales. La concentration de sulfate dans l'eau de l'aquifère alluvial du Rhône du mois d'août 1996 est considérée comme un mélange entre une eau peu minéralisée venant du Rhône et une eau gypseuse du versant sud. Le sulfate, anion majeur de ces eaux souterraines, est considéré comme un traceur parfait en milieu oxydé sans réaction chimique avec le milieu. Le panache de sulfate simulé s'étale sur toute la plaine alluviale du Rhône amont pour un temps de transport de 10 jours. Par contre, les écarts sont très importants dans les dépôts lacustres et marécageux au SW du canal des Fermes, car le temps de transport n'est pas suffisant pour ces dépôts peu M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 64 PARTIE II : Investigations hydrogéologiques perméables. En ce qui concerne le module de transport, il faut rappeler que le transport de soluté dans le sous-sol dépend essentiellement de l'hétérogénéité des paramètres du transport qui est très mal connue. De plus, dans le cas d'un transport non réactif, il est généralement admis que l'étalement du panache de soluté est dominé par la structure spatiale de la conductivité hydraulique (PTAK & TEUTSCH 1994). La dispersivité représente l'hétérogénéité de l'aquifère et est caractéristique d'un type de roche. Mais en condition naturelle, elle n'est pas constante et augmente avec la distance de l'écoulement, car un cheminement plus long augmente l'hétérogénéité. La diffusion réagit normalement dans la même direction que la dispersion. Mais l'importance de la diffusion est très faible dans le cas d'un écoulement rapide (KÄSS 1998). 2.10 Conclusions Différentes méthodes hydrogéologiques ont été appliquées à l'aquifère alluvial complexe du Rhône pour définir sa structure, ainsi que le régime d'écoulement souterrain, les zones de recharge et de décharge. Les méthodes utilisées sont la piézométrie, les jaugeages et la modélisation hydrogéologique, alors qu'une campagne de forage a permis de prélever des échantillons de sédiments meubles et de réaliser des essais de traçage et des essais de pompage sur un site avec cinq forages rapprochés. La figure 31 représente les méthodes hydrogéologiques utilisées et la détermination de leurs paramètres sous forme d'un organigramme. Les mesures du niveau d'eau souterraine ont été faites manuellement à l'aide d'une sonde de niveau et par des appareils automatiques d'acquisition de données en continu du type Madd. Les résultats de ces mesures du niveau d'eau ont fourni des informations sur la distribution spatio- temporelle des niveaux d'eau, les lignes de courant, les gradients hydrauliques et les zones de recharge et de décharge. Les débits du canal des Fermes et des bisses d'irrigation ont été déterminés par les jaugeages à la canne de Jens. Ceci a permis de quantifier les débits drainés par tronçon du canal et d'étudier les interactions temporelles entre la nappe souterraine et le canal. De nombreux essais de pompage ont été effectués dans tous les piézomètres où cela était possible pour déterminer les caractéristiques hydrauliques de l'aquifère, notamment la perméabilité. Une carte de perméabilité a été établie à partir de ces essais de pompage, qui a permis de subdiviser la zone du Bois de Finges en plusieurs classes de perméabilité. Ces classes de perméabilité ont été utilisées pour calibrer le modèle d'écoulement réalisé avec le logiciel FEFLOW. Les apports d'eau du Rhône et du versant sud ont été quantifiés par ce modèle mathématique sur les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1998, alors qu'un modèle de transport des teneurs en sulfate dissous a fourni des informations sur les dispersivités longitudinale et transversale, la diffusion moléculaire et le temps de transport de masse. Une campagne de forage a permis d'implanter un réseau de sondages en croix autour du piézomètre PIl pour effectuer des essais de traçage, essais de pompage et des diagraphies géophysiques (SCHÜRCH et al. 2000). Les paramètres hydrauliques déterminés par les essais de traçage sont le temps de transport des traceurs (uranine, bacteriophages), la vitesse d'écoulement et la porosité. De plus, l'hétérogénéité locale des paramètres hydrauliques a bien été démontrée par ces essais de traçage et les essais de pompage. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrogéologiques 65 recherche bibliographique - contacts avec les bureaux privés, les institutions cantonales et universitaires; - liste de références; - base de données synthèse des données historiques 1er modèle conceptuel choix des sites à étudier échantillons de roche de la galerie FMR campagne de forage - géochimie (rayons X); - texture échantillons de roche essais de traçage jaugeages essais de pompage - débit; - interactions nappe - canal essais de pompage mesures des niveaux d'eau - carte de perméabilité; - classes de perméabilité modélisation - distribution spatiale; - lignes de courant; - gradient hydraulique; - zones de recharge et décharge; - variations saisonnières évolution verticale - temps de transit; - perméabilité; de la géochimie - vitesse - cône de d'écoulement; rabattement; - taux de retardement; - porosité - hétérogénéité - carte des niveaux d'eau; - vitesse d'écoulement; - débits de recharge et décharge; - temps de transport de masse J synthèse ¦ 2=me modèle conceptuel Figure 31 : Organigramme des méthodes hydrogéologiques utilisées et de la détermination de leurs paramètres. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 67 3. Investigations hydrochimiques 3.1 Méthodologie 3.1.1 Méthodes utilisées En tout, 38 campagnes d'échantillonnage ont été réalisées entre juin 1996 et mai 1999. Ces campagnes représentent des mesures mensuelles sur deux sources et huit piézomètres (forages équipés ou piézomètres battus) qui ont permis pendant trois ans de surveiller la nappe souterraine sur deux profils : N - S perpendiculaire à l'écoulement principal, respectivement NNE - SSW le long de l'écoulement souterrain. De plus, 58 points de mesure (sources, piézomètres et forages, canaux, lacs et le Rhône) ont été prélevés sur les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1997 pour étudier la distribution spatiale des paramètres physico-chimiques. L'annexe 8 résume les points de mesure et les paramètres physiques et chimiques, qui ont été déterminés lors des différentes campagnes d'échantillonnage. Sur le terrain, la conductivité électrique, ainsi que la température, le pH, le potentiel redox Eh, l'oxygène dissous, le niveau d'eau et le débit (si possible) ont été mesurés. Le débit des sources a été mesuré à l'aide d'un seau de 10 1 et d'un chronomètre. Les échantillons d'eau ont été prélevés dans les piézomètres et les forages à l'aide d'une pompe aspirante et représentent forcément une valeur moyenne de la composition chimique sur toute la longueur de la crépine. L'échantillonnage d'eau à une profondeur donnée a été réalisé à l'aide de deux différents préleveurs de fond de 500 ml. Le premier préleveur, construit au Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel, est constitué d'un tube métallique qui est relié par un tuyau long de 50 m avec une bouteille d'azote se situant à la surface du sol. Lors d'un prélèvement, le tube métallique et le tuyau sont remplis avec d'azote pour créer une surpression dans le système de l'échantillonneur. Ensuite, le tube métallique est descendu dans le forage à la profondeur à échantillonner, et il est rempli d'eau en évacuant l'azote. Le deuxième préleveur utilisé, contient un tube plastique, un câble d'une longueur de 50 m et un poids. Le préleveur est descendu dans le forage de la manière que le tube plastique, ouvert au fond, se situe un mètre au-dessus de sa valve inférieure. A la profondeur donnée, le poids est laissé tomber depuis la surface du sol, qui déclenche automatiquement le tube tombant sur sa valve inférieure. A chaque point de mesure, les flacons suivants ont été collectés : 500 ml filtré pour les anions et les duretés, 100 ml filtré et acidifié pour les cations, 100 ml filtré et avec un ajout de formol 222 pour les nitrates, 50 ml pour l'oxygène-18 et le deuterium, 10 ml pour le radon Rn et le tritium. Le bicarbonate a été analysé 6 à 12 heures après l'échantillonnage, alors que le calcium et la dureté totale ont été effectués par titration au Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel (CHYN) 24 à 36 heures après les campagnes de mesure. Le magnésium est calculé par soustraction à partir des concentrations de Complexon III utilisées pour les titrations du calcium et de la dureté totale. Les espèces chimiques du sodium, potassium, strontium, sulfate, chlorure et nitrate ont été analysées au laboratoire GEA (Institut de géologie, Université de Neuchâtel) par Chromatographie ionique. De plus, 27 analyses de fluorure ont été réalisées avec un photomètre de terrain sur les eaux de la campagne de mesure en août 1996 et 24 analyses sur les eaux de mars 1997. Le radon 222Rn et le tritium ont été analysés par H. Surbeck de la Section de surveillance de la radioactivité (Institut de physique, Université de Fribourg). Le radon a été analysé mensuellement entre juillet 1996 et mai 1999 sur deux sources (Q6, QD-2) et huit piézomètres. De plus, des échantillons uniques ont été prélevés aux piézomètres SA-10, SA-13, P15 (août M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 68 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 1996), au drain 80 de la nouvelle galerie Finges - Chippis (novembre 1996) et au Rhône (été 1998). Le tritium a été mesuré sur une série de dix échantillons prélevés en période des basses eaux 1998, ainsi qu'en période des hautes eaux 1998. Finalement, une seule analyse de l'uranium 018 0"XA U et U dans l'eau a été effectuée par la Section de surveillance de la radioactivité (BAG 1996). L'échantillon Ml du 20 avril 1999 (annexe 8) contient 250±50 mBq/1 238U et 234U chacun. 23 analyses de l'oxygène-18 et du deuterium ont été réalisées au laboratoire HYDROISOTOP (Schweitenkirchen, Allemagne) sur les eaux de la campagne de mesure d'août 1996 (hautes eaux) et 20 analyses sur les eaux de mars 1997 (basses eaux). De novembre 1996 à octobre 1997, les isotopes stables de l'eau ont été analysés mensuellement pour quatre points de mesure (P12, P13, P52 et Q6). Oxygène-18 et deuterium ont été finalement déterminés mensuellement dans le Rhône entre avril 1998 et mars 1999. Les indices de saturation par rapport aux minéraux (gypse, anhydrite, calcite et dolomite) et les équilibres chimiques ont été calculés à l'aide de différents modèles hydrochimiques (PHREEQCI, NETPATH et SOLMINEQ88). De plus, le transfert de masse en minéraux et des mélanges d'eau ont été simulés. Dans le but d'obtenir un maximum d'information pour déterminer la répartition spatiale des paramètres physico-chimiques en 3-D, des diagraphies physico-chimiques ont été réalisées à l'aide d'une sonde multiparamètres de type Turo T61 dans les forages et les piézomètres. A partir des résultats des diagraphies physico-chimiques, les forages et les piézomètres ont été choisis pour prélever des échantillons d'eau à différentes profondeurs représentant les eaux des différentes couches géologiques. Pour étudier les interactions entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source sulfatée Q6, un acquisiteur de données de type Data Electronics a été installé dans la source Q6 (Data Electronics 1992). De décembre 1997 à novembre 1998, cet acquisiteur de données a mesuré en continu la température et la conductivité électrique de l'eau toutes les trois heures. Ces données ont été contrôlées par des mesures manuelles supplémentaires à l'aide d'un conductimètre-thermomètre. 3.1.2 Validation des analyses chimiques et isotopiques Le traitement et la validation des données chimiques acquises lors de ce projet de recherche ont demandé un travail important, à cause de leur nombre élevé et de la qualité incertaine de quelques-unes d'entre elles. Pour ce qui concerne les analyses chimiques, la grande gamme de la concentration du sulfate dans les eaux (10 - 1800 mg/1) rend difficile l'analyse des anions par Chromatographie ionique. Les paramètres analysés au cours de ce projet de recherche, ainsi que les appareils de mesure utilisés pour chaque paramètre sont indiqués dans l'annexe 8. La validation des données a été réalisée à l'aide de plusieurs méthodes : balance ionique, échantillons à double et répétés entre les séries d'analyse. Si tous les cations et anions dissous dans une eau étaient analysés correctement, la somme des cations exprimée en milliéquivalents par litre serait quasiment identique à la somme des anions. Dans les cas ou la balance ionique était plus élevée que 5 %, les paramètres douteux ont été réanalysés. Néanmoins, la balance ionique ne donne une information sur la qualité analytique que pour les espèces dominantes comme le calcium, le magnésium, le sulfate et le bicarbonate. Pour échapper aux variations analytiques observées entre différentes séries d'analyse, les analyses des échantillons de référence ont été plusieurs fois répétées. Dans chaque série d'analyse, il y avait un échantillon de référence ou plusieurs sous un nom différent. Les résultats se trouvent dans le tableau 12. Il faut dire que l'analyse d'un échantillon de référence a été répétée seulement dans les premiers cinq mois après le prélèvement pour éviter une M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 69 modification de l'échantillon lors du stockage. Les échantillons de référence ont été stockés dans l'obscurité à 4 0C. La comparaison des résultats des échantillons répétés montre la reproductibilité des analyses faites entre différentes séries. Une bonne reproductibilité est observée pour la dureté totale, le calcium, le magnésium, le sodium, le potassium et le chlorure, pour lesquels l'erreur d'analyse est inférieure à 4 %. La reproductibilité du sulfate et du strontium est un peu moins bonne. Les premières analyses du sulfate ont été mauvaises à cause de la concentration élevée qui a demandé des dilutions importantes (50 fois). Le laboratoire GEA de l'Université de Neuchâtel a perfectionné ses méthodes et depuis l'automne 1997, la reproductibilité du sulfate est bonne. Par contre, l'analyse du strontium a toujours été caractérisée par d'importantes variations de l'erreur d'analyse entre 2 et 10 %. Enfin, pour un point d'échantillonnage, les valeurs de l'oxygène-18 et du deuterium se situent à l'intérieur de l'intervalle d'erreur d'analyse sauf pour le piézomètre P52 et le Rhône. L'intervalle de mesure de l'oxygène-18 du laboratoire HYDROISOTOP est de l'ordre de ±0.15 %o et celui du deuterium de ±1.5 %o. L'erreur d'analyse du tritium de la Section de surveillance de la radioactivité à Fribourg consiste en un écart type environ, alors que celui du radon Rn atteint deux écart types. Tableau 12 : Concentration exprimée en mg/1 et écart type des échantillons répétés dans les différentes séries d'analyse du laboratoire GEA (Inst. de géologie, Université de Neuchâtel). Point No No série Dureté Ca Mg Na K Sr SO4 Cl d'eau du labo. totale (mg/1) (mg/1) (mg/1) (mg/1) (mg/1) (mg/1) (mg/1) (mg/1) Q2 1 917 1625 532.4 71.5 16.0 3.3 5.8 1560 4.6 (17.7.96) 2 934 1632 541.2 67.9 15.4 3.2 6.3 1425 4.2 3 940 - - - 16.3 3.1 7.2 1546 8.9 4 949 - - - 16.2 3.3 6.1 1501 7.8 écart type - - - 0.4 0.1 0.6 61 2.3 Q6 1 961 1593 507.6 78.8 19.5 3.5 6.4 1438 6.1 (4.6.97) 2 973 1608 510.0 81.0 18.4 3.1 6.7 1436 6.0 3 988 1608 511.2 80.2 18.1 3.4 6.5 1420 6.0 4 992 1584 505.2 78.0 20.9 3.5 6.1 1500 6.3 écart type 12 2.7 1.4 1.3 0.2 0.2 35 0.1 P33 1 121 1458 451.2 80.2 21.1 3.6 6.0 1390 9.8 (21.4.98) 2 132 1452 450.0 79.5 20.0 3.6 6.3 1364 9.6 3 145 1449 447.6 80.2 20.5 3.8 6.1 1371 9.6 4 150 1470 448.8 84.6 20.5 3.7 6.2 1385 9.4 5 156 1467 450.0 83.1 20.5 3.8 6.3 1364 9.9 écart type 9 1.4 2.2 0.4 0.1 0.1 12 0.2 Q6 1 161 1695 534.0 87.5 25.8 3.8 6.2 1571 7.1 (20.10.98) 2 170 1701 530.4 91.1 25.9 4.0 7.1 1606 7.2 3 175 1701 531.6 90.4 26.5 3.9 7.6 1612 7.0 4 181 1692 532.8 87.5 26.4 3.9 7.5 1573 7.8 5 209 1689 531.6 87.5 26.0 4.0 7.6 1599 7.1 écart type 5 1.4 1.8 0.3 0.1 0.6 19 0.3 3.2 Distribution spatiale des paramètres physico-chimiques 3.2.1 Minéralisation des hautes eaux 1996 La figure 32 montre la distribution spatiale des valeurs en conductivité électrique à 25 0C sur les hautes eaux 1996. En général, la conductivité des eaux souterraines de l'aquifère alluvial du Rhône, se situant en amont du canal des Fermes, diminue d'environ 2500 |»iS/cm au pied du M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 70 PARTIE II : Investigations hydrochimiques versant sud à une valeur au-dessous de 200 ^S/cm proche du lit du Rhône. L'aquifère du Rhône est fortement alimenté au nord-est sur un front d'environ 700 m de largeur par l'eau peu minéralisée du Rhône (104 u,S/cm), ainsi que par l'eau sulfatée au sud-est émergeant des roches évaporitiques du versant sud sur un front large d'environ 800 m. La partie centrale de l'aquifère alluvial du Rhône, qui se situe entre les deux zones de recharge, peut être considérée, à première vue, comme une zone de mélange. Un maximum de la conductivité se trouve au sud des alluvions fluviatiles du Rhône dans les dépôts lacustres et marécageux, ainsi que dans les éboulis du versant sud. Dans l'éboulement de Sierre, le long du bisse de Milljere (bisse Mill), les valeurs en conductivité sont plus faibles en comparaison des autres points de mesure, ce qui démontre l'influence du bisse sur la nappe souterraine à cet endroit. Finalement, la carte de conductivité indique la présence d'une troisième zone de recharge au sud-ouest avec des eaux venant des calcaires de Beauregard (figure 5). Figure 32 : Carte de conductivité électrique (uS/cm à 25 0C) des hautes eaux observées le 8 août 1996. 3.2.2 Distribution générale des différents paramètres Les espèces chimiques des hautes eaux 1996 ont été représentées graphiquement par rapport au sulfate dans la figure 33 (diagramme de concentration). Le calcium, le magnésium et le strontium montrent une bonne corrélation positive par rapport au sulfate. Ceci indique des mélanges entre une eau fortement sulfatée émergeant des roches triasiques du versant sud (anhydrite, gypse et calcaires) et une eau peu minéralisée infiltrée du Rhône. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 71 Le rapport molaire Ca/SÜ4 baisse au fur et à mesure de l'augmentation du sulfate de 4.7 (point de mesure P25) à 0.8 (forage SA-12). Le taux de calcium provenant de la dissolution de la calcite est plus important dans les eaux moins minéralisées de l'aquifère alluvial du Rhône, alors que dans les eaux plus sulfatées, le calcium provient presque exclusivement de la dissolution du gypse et de !'anhydrite. L'apport du calcium issu de la dissolution de !'anhydrite soluble entraîne une saturation rapide vis-à-vis de la calcite rendant la solution saturée envers ce minéral (effet d'un ion commun) et pouvant même provoquer sa précipitation. Ceci est confirmé par des simulations d'équilibre chimique au moyen du logiciel PHREEQCI montrant une précipitation de la calcite et une dissolution de la dolomite et du gypse pour les eaux sulfatées. En général, l'indice de saturation en calcite est plus élevé que 0.0 sauf pour trois piézomètres se situant proche du lit du Rhône et pour une eau sulfatée, qui est alimentée par un bisse d'irrigation. L'eau du Rhône est sous-saturée pour tous les minéraux. L'indice de saturation en gypse augmente de -2.8 vers le Rhône à -0.04 pour les eaux sulfatées. Le pH mesuré sur le terrain varie entre 7.03 (P32-2) et 9.78 (P23). Pour les eaux souterraines de l'aquifère alluvial du Rhône avec un pH entre 7 et 8, la forme prédominante du carbone dissous est le bicarbonate (MATTHESS 1973). Par contre, pour les eaux au pH élevé de l'éboulement de Sierre (pH > 9), le carbone dissous est sous la forme du CO32". Globalement, le bicarbonate ne montre pas une bonne corrélation avec le sulfate mais reflète localement surtout les types de roche et d'eau. Le diagramme du magnésium montre un type d'eau qui possède relativement de faibles concentrations en magnésium et d'importantes teneurs en sulfate et en calcium. Ce type d'eau représente surtout les forages de reconnaissance SA-9 à SA-13 situés le long de la route cantonale. D'une part, ces forages sont alimentés par l'eau sulfatée calcique provenant des roches évaporitiques du versant sud, d'autre part, ils coupent les dépôts du cône de l'Illgraben, ainsi que les éboulis du Gorwetschgrat et les dépôts lacustres et marécageux (figure 6). Les concentrations en sodium, chlorure, bicarbonate et nitrate ne possèdent pas une bonne corrélation avec le sulfate. Les teneurs en sodium et en chlorure sont très faibles, parce qu'il y a très peu de roches contenant de la halite dans la zone du Bois de Finges. De plus, les valeurs en chlorure indiquent une contamination artificielle des eaux souterraines le long de la route cantonale en raison des travaux de salage en hiver. Dans la plaine alluviale du Rhône, le rapport molaire de Na/Cl augmente du Rhône de 0.8 à 5.3 à la source sulfatée Q6 au pied du versant sud. Dans la zone de la Ferme de Finges, le sodium est enrichi d'un facteur 3.2 (piézomètre P52) par rapport au chlorure. Le sodium est probablement enrichi dans cette zone par des engrais organiques et des engrais minéraux. Cette valeur élevée du sodium doit être mise en parallèle avec des maxima du potassium et du nitrate. Au centre de l'éboulement de Sierre, les eaux montrent des rapports molaires Na/Cl < 1. Les teneurs en nitrate se situent généralement au-dessous de 5 mg/1 sauf dans les zones avec une activité agricole intensive. Le piézomètre P52, le seul piézomètre du Bois de Finges avec des valeurs en nitrate >10 mg/1, se situe à 20 m en aval d'une étable, ce qui explique une teneur plus élevée en nitrate. Il faut dire que ces valeurs sont très basses pour une zone intensivement cultivée. L'eau souterraine de l'éboulement de Sierre est caractérisée par des concentrations en nitrate inférieures à 1 mg/1. La silice dissoute dans les eaux de l'aquifère alluvial du Rhône varie entre 4 mg/1 de SÌO2 le long du Rhône et 10 mg/1 au pied du versant sud. La silice dissoute des eaux souterraines dans les dépôts graveleux provient plutôt de la dissociation des silicates que de la dissolution du quartz (DREVER 1982). M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 72 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 600 0 500 1000 1500 2000 O) 200 -, 150 - •• 100 -50 - •••-..* 0 - J^ -------1----------1---------- 500 1000 1500 2000 500 1000 1500 2000 500 1000 1500 2000 tuu • 300 -CO 8 200 -X 100 -0- • • • • • • • • . • v.- • •• .* K" , , ,•• O 500 1000 1500 2000 500 1000 1500 2000 15 -, 10 co 1°-O Z 5 0 - - • • • • * • • • -*—I-----------^—*—\ 9 î. 8 7 6 -- • * • * • 0 500 1000 1500 2000 0 500 1000 1500 2000 1.0 0.5 -0.5 U) 0.0 -**---------------------- 4- 500 1000 1500 2000 SO4 w 1500 2000 Figure 33 : Diagrammes de concentration en mg/l des espèces chimiques en période des hautes eaux 1996 (55 piézomètres et forages, 2 sources et le Rhône) et des indices de saturation en calcite et gypse présentés en fonction du sulfate (mg/l). La droite d'équivalence montre un rapport molaire Ca/S04 = 1. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 73 3.2.3 Evolution spatiale des eaux le long de la coupe transversale N-S du site P11 La figure 34 représente graphiquement l'évolution spatiale des eaux le long de la coupe transversale B-B' du site du piézomètre Pl 1 (figures 5 et 6). La minéralisation totale ainsi que le calcium et le sulfate augmentent du Rhône vers le versant sud reflétant les différents apports d'eau : l'eau peu minéralisée du Rhône et l'eau sulfatée du versant sud. Le magnésium, le sodium, le potassium, le strontium, le bicarbonate, le chlorure, le nitrate et le fluorure montrent une concentration maximale au site PIl, où le pH et le potentiel redox (Eh) atteignent un minimum. Les valeurs importantes en magnésium et en bicarbonate indiquent probablement une dissolution de la dolomite à cet endroit. Une dissolution de la dolomite par de l'eau sulfatée induit, en général, une précipitation de la calcite qui provoque la baisse du pH (SlGG et al. 1992). Entre les piézomètres Pl 1 et P12, la nappe souterraine est caractérisée par un gradient important de la concentration du calcium et du sulfate, ainsi que du bicarbonate, du magnésium, du sodium et du potassium. Ces importants gradients de concentration favorisent pour ces espèces chimiques un flux de masse à cet endroit et représentent probablement la limite nord de la zone d'alimentation de l'eau sulfatée venant du versant sud. 3.2.4 Typologie des eaux En comparant les résultats de la distribution spatiale des espèces physiques et chimiques avec la connaissance de la distribution spatiale des types de roches (figures 3 et 33), sept différents types d'eau ont été identifiés (SCHÜRCH & Vuataz 1999). La typologie des différentes eaux, leurs caractéristiques chimiques et géologiques sont données dans le tableau 13. Chaque type chimique est représenté par un piézomètre sélectionné. De plus, les différents types d'eau sont graphiquement représentés dans la figure 35. Tableau 13 : Types chimiques des eaux souterraines et du Rhône, total des ions dissous (TID), environnement géologique et indices de saturation de quelques minéraux sélectionnés calculés avec PHREEQCI. Piézomètres représentatifs pour chaque type chimique en période des hautes eaux (août 1996). Echantillon SA-8 P32-2 SA-12 P28 P27 P23 P56 Le Rhône Type Ca, Mg- Ca, Mg- Ca-SO4 Ca, Mg- Ca-HCO3 Mg, Ca- Ca, Mg- Ca, Mg- SO4 SO4, HCO3 SO4, HCO3 SO4 SO4, HCO3 HCO3, SO4 TID (mg/1) 2702 2607 2256 860 468 239 317 77 A TID (%) 1.1 2.5 0.5 - -4.7 1.3 - 98.7 Lithologie Anhydrite Limon sableux Anhydrite et limon Sable argileux Calcaire Limon Gravier sableux Rivière Unité N. des Dépôts - Eboulement Eboulem. Eboulem. Alluvions Eau de géologique Pontis marécageux de Si erre de Sierre de Sierre du Rhône surface SI calcite 0.26 0.28 0.31 0.33 0.38 0.80 0.18 -0.41 SI aragonite 0.11 0.21 0.16 0.26 0.29 0.65 0.02 -0.57 SI dolomite 0.15 0.61 0.00 1.05 0.75 1.60 -0.31 -1.59 SI strontianite -1.09 -1.06 -1.06 -0.94 -1.57 -0.03 -1.18 -2.03 SI gypse -0.03 -0.04 -0.06 -0.92 -2.07 -1.76 -1.24 -2.87 A TID (%) = Coefficient de variation des valeurs en TID en période des basses eaux 1997 et des hautes eaux 1996 : [(BE97 - HE96) / HE96] * 100; SI = indice de saturation. La classification utilisée est la suivante. Les ions possédant une proportion exprimée en meq/1 supérieure à 20 % de la somme totale des cations, respectivement des anions, ont été classées par ordre de proportion décroissante (JÄCKLI 1970). M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 74 PARTIE II : Investigations hydrochimiques o o IN O O O O O O O O O -- O OO O -• O (D O I + o O •+ o O -- O (D O O Tf O O CJ § I—I—I ftl» O O O O o m o m CJ T- T" frOS EOOH O O O O O OO O -- O (O O -- O O O co BQ oo (D IO O O O O O 00 O O (O O O O O CJ -H» o co (O m oo m in co LO lo neBAiu O O O O o io o m (O en co (o CJ T" T- Oo SZ e 03 un o m cj cri Oo 1 Figure 34 : Coupe hydrochimique N-S passant par le site du piézomètre Pli à travers la vallée du Rhône avec la position des mesures physico-chimiques par rapport à la distance du Rhône pour les hautes eaux 1996 (losanges) et les basses eaux 1997 (ronds). Les valeurs des espèces chimiques sont données en mg/1, tandis que la conductivité électrique (EC) est en (oS/cm. Les niveaux d'eau de la nappe souterraine sont indiqués en m s/mer. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 75 Le Rhône du type Ca, Mg-HCO3, SO4 avec un TID de 77 mg/1 recharge les alluvions fluviatiles du Rhône au nord-est. De plus, l'apport d'eau du Rhône, en diluant les eaux des alluvions fluviatiles, influence leur chimisme proche du lit du Rhône du type Ca, Mg-SO4, HCO3 avec un TID d'environ 300 mg/1 (point de mesure P56). Le seul minéral à l'état de saturation ou de sursaturation dans l'eau des alluvions fluviatiles du Rhône est la calcite. Tous les autres minéraux dans l'aquifère sont plus ou moins sous-saturés. Dans les conditions chimiques (une eau riche en oxygène dissous, une nette sous-saturation par rapport au gypse) et hydrogéologiques observées (une perméabilité importante, une vitesse d'écoulement rapide), le sulfate peut être considéré comme un traceur naturel conservatif. Les eaux sulfatées venant de l'aquifère triasique du versant sud (anhydrite, gypse, calcaires) sont du type d'eau Ca-SO4 et Ca, Mg-SO4 et possèdent un TID entre 2200 et 2700 mg/1 (point de mesure SA-8). Ces eaux, dominées par le calcium et le sulfate, sont caractérisées par des indices de saturation en gypse et en calcite d'environ 0.0, respectivement de 0.3. La dissolution du gypse et de 1'anhydrite est responsable de la minéralisation de ces eaux. La solubilité du gypse (2100 mg/1 à 25 0C, LLOYD & HEATHCOTE 1985) est décroissante avec l'augmentation de la température de l'eau. Dans les séries évaporitiques, les carbonates, les sulfates et les chlorures sont associés et leurs solubilités interfèrent. Ainsi la solubilité du gypse et de 1'anhydrite croît pour une faible quantité de NaCl (FREEZE & CHERRY 1979). Le magnésium est toujours présent dans ces eaux sulfatées en quantité importante (15 - 30 % de la somme des cations) et indique que les dolomites et les calcaires dolomitiques sont associés aux évaporites. La dissolution incongruente de la dolomite suivie par une précipitation de la calcite (effet d'ion commun) entraîne dans les eaux sulfatées une baisse de la concentration du calcium et une augmentation du magnésium et du sulfate (Freeze & CHERRY 1979). Ceci explique les rapports molaires entre le calcium et le sulfate de 0.8 à 0.9. Les aquifères évaporitiques du Trias du Bassin rhodanien ont été étudiés spécifiquement par MANDIA (1993). "a- g C O C 0) O C O U 100 1 0.001 0.01 Sr Na Mg Ca S04 HC03 Cl N03 Figure 35 : Représentation graphique des différents types d'eau à l'aide d'un diagramme logarithmique. Les cations et les anions sont classés par ordre de concentration croissante, respectivement décroissantes. Les eaux du Bois de Finges sont surtout enrichies en calcium et en sulfate. Le type d'eau Ca-SO4 (piézomètre SA-12) contient les forages de reconnaissance SA-9 à SA-13, qui se situent dans les dépôts lacustres et marécageux, ainsi que dans les alluvions du cône de l'Illgraben et les éboulis du Gorwetschgrat (figure 6). Ce type d'eau est caractérisé par un appauvrissement en magnésium et ne peut pas être attribué à une seule unité géologique. En général, il s'agit de dépôts sablo-argileux qui sont fortement alimentés par l'eau sulfatée venant des roches évaporitiques du versant sud. L'appauvrissement en magnésium peut être expliqué par un échange ionique dans les dépôts sablo-argileux. Ceci pourrait aussi expliquer M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 76 PARTIE II : Investigations hydrochimiques l'enrichissement en sodium par rapport aux valeurs en chlorure observées (figure 35). En effet, selon INGEBRITSEN & SANFORD (1998), l'échange ionique est très important dans des formations argileuses, superficielles à basse température. L'indice de saturation en dolomite calculé pour une eau du forage SA-12 de 0.0 est nettement inférieur à celui de 0.15 des eaux du type Ca, Mg-SO4 du forage SA-8. Les eaux des dépôts lacustres et marécageux au pied du versant sud représentent un type d'eau Ca, Mg-SO4, HCO3 avec un TED d'environ 2500 mg/1 et une odeur de H2S (point de mesure P32-2). L'odeur de H2S, la faible concentration de l'oxygène dissous (0.0 mg/1), le faible potentiel redox (-125 mV) et la couleur noire des eaux indiquent une réduction du sulfate par l'oxydation de la matière organique dans un milieu réduit. L'oxygène dissous, présent initialement dans l'eau de la recharge, est réduit par la matière organique selon l'équation suivante (APPELO & POSTMA 1993) CH2O + O2 <=> CO2 + H2O (3) en abaissant le pH de 7.5 à 7.0. Quand le potentiel redox est suffisamment réduit, les espèces du soufre apparaissent par réduction du sulfate en présence des bactéries du type Desulfovibrio. 2CH2O + SO42" + H+ <=> HS" + 2H2O + 2CO2 (4) Dans les eaux d'un pH 7.3 à 7.5 des dépôts lacustres et marécageux, l'espèce du soufre est surtout présente sous la forme dissoute HS". Le gaz H2S, qui est présent en faible concentration, se mélange avec l'eau émergente. L'oxydation de la matière organique produit du C02(aq) qui permet alors de dissoudre la dolomite et la calcite. Les eaux de l'éboulement de Sierre, qui est essentiellement composé par des dépôts de calcaires sableux et limoneux d'origine de l'Helvétique du versant nord, se différencient par la minéralisation totale, le bicarbonate, le pH et le Eh et dénotent l'hétérogénéité de la composition géologique. En général, on peut distinguer entre le type d'eau Ca, Mg-SO4, HCO3 (point P28) dans la partie sud-ouest et entre les lacs, le type d'eau Mg, Ca-SO4 (point P23) à l'est et le type d'eau Ca-HCO3 (point P27) à Milljere (figure 2). Le premier type d'eau Ca, Mg-SO4, HCO3 caractérise les eaux de l'éboulement de Sierre au sud-ouest, qui sont influencées par un apport d'eau venant des calcaires de Beauregard du versant sud. Cet apport d'eau venant des calcaires de Beauregard existe surtout en période de fonte des neiges et des averses hivernales. Le deuxième type d'eau Mg, Ca-SO4 caractérise les eaux souterraines des dépressions entre les collines de l'éboulement. Ces dépressions contiennent souvent des dépôts peu perméables des anciens lacs. Le chimisme de ces eaux (pH entre 8 et 10, Eh et oxygène dissous faibles) suggère un système fermé calcite - eau - dioxyde de carbone. Le temps de séjour élevé de l'eau favorise la consommation du CO2 par la dissolution de la calcite et de la dolomite. L'indice de saturation en calcite est très élevé (tableau 13). C'est le seul type d'eau du Bois de Finges, où la concentration en magnésium est plus importante que celle du calcium. La présence des dépôts peu perméables et enrichis en calcium peut créer des surfaces d'échange anionique sous les conditions d'un pH relativement élevé (PUCCI 1999). Les valeurs élevées du pH favorisent la formation de surfaces avec une charge positive qui provoque un retardement des ions négatifs du sulfate. Le troisième type d'eau Ca-HCO3 issu d'un aquifère calcaire a été seulement retrouvé à Milljere au piézomètre P27. 3.2.5 Différences temporelles de la minéralisation entre les basses eaux et les hautes eaux La distribution spatiale de la conductivité et donc de la minéralisation totale des espèces dissoutes a été synthétisée pour les campagnes de mesure en août 1996 (figure 32) et mars 1997. La figure 36 représente la carte des variations spatio-temporelles de la conductivité électrique en pourcentage de la différence des valeurs de conductivité des basses eaux 1997 moins celles des M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 77 hautes eaux 1996 par rapport aux valeurs des hautes eaux 1996 [(BE97 - HE96)/HE96]*100. Figure 36 : Carte des variations spatio-temporelles de la conductivité électrique exprimées en pourcentage. Différence des valeurs de conductivité des basses eaux 1997 moins celles des hautes eaux 1996 par rapport aux valeurs des hautes eaux 1996 [(BE97 - HE96)/HE96]*100. Pour les eaux souterraines de l'aquifère alluvial du Rhône, dominées par le calcium, le sulfate et le bicarbonate, la minéralisation totale est plus importante en période de basses eaux. L'amplitude des variations saisonnières 1996-97 de la minéralisation des eaux de la nappe peut varier de 20 à 150 % d'un piézomètre à l'autre le long du Rhône. A titre de comparaison, l'amplitude de variation des eaux du Rhône atteint 135 % pour la même période. La différence de la minéralisation entre hautes et basses eaux diminue avec la distance du Rhône pour s'inverser aux piézomètres P53, P12, P16 et P20. Ces quatre piézomètres caractérisent une bande étroite (environ 100 m de large) le long de l'axe de la vallée qui sépare la zone fortement liée à l'apport souterrain du Rhône au nord-est, de la zone d'exutoire des eaux sulfatées au sud. Les eaux de cette bande étroite au centre des alluvions du Rhône montrent un comportement chimique complètement inverse, avec une minéralisation plus forte en hautes eaux 1996 (TID = 583 mg/1 au P12) qu'en basses eaux 1997 (403 mg/1). Cette bande étroite a aussi été détectée par des méthodes géophysiques de surface (MONNET 2000). A cet endroit, la carte de traîner électrique met en évidence un corps anomal de faible résistivité (100 Ohm.m) et, par conséquent, cette bande étroite peut être considérée comme un bras mort fossile du Rhône comblé par des sédiments argilo-sableux. La partie sud de la plaine alluviale du Rhône (P52, PIl, P33, P19) se caractérise par une minéralisation plus élevée en période de basses eaux. La différence (A) des valeurs mesurées entre hautes eaux et basses eaux montre un maximum au piézomètre P33 (A = 606 mg/1) et au P19 (A = 674 mg/1). Ces importantes variations chimiques saisonnières sont confirmées par des analyses antérieures des années 1992 à 1995 (MAMIN 1996). Ces deux piézomètres montrent un régime souterrain à l'équilibre avec une eau saturée ou sursaturée en gypse et en calcite en hiver M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 78 PARTIE II : Investigations hydrochimiques et en équilibre avec une eau peu minéralisée en été (cf. Chapitre II.3.5.7). Pour les eaux du type Ca-SO4 au pied du versant sud (forage SA-12), l'interprétation des analyses chimiques n'a démontré qu'une faible différence de la minéralisation entre hautes eaux et basses eaux. Les eaux des dépôts de l'éboulement de Sierre ne montrent que de faibles variations chimiques entre les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1997. 3.2.6 Commentaires De nombreux forages, piézomètres, sources, canaux et le Rhône sont disponibles pour l'observation des eaux. Ce réseau d'observation dense a bien permis d'étudier la distribution spatiale des différents paramètres physico-chimiques sur les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1997. Le traitement des données physiques et chimiques a mis en évidence trois zones de recharge de la nappe souterraine : l'eau peu minéralisée infiltrée du Rhône au nord-est; l'eau sulfatée émergeant des roches évaporitiques (anhydrite et gypse) du versant au sud-est et finalement l'eau moyennement minéralisée venant des calcaires de Beauregard au sud-ouest. Sur le plan horizontal, la minéralisation des eaux souterraines augmente du Rhône vers le versant sud et présente des zones parallèles au fleuve. La nature chimique et la concentration des eaux souterraines dépendent, en partie, des propriétés des eaux de recharge, mais surtout des processus physico-chimiques qui ont lieu dans l'aquifère (PHILLIPS 1991). Ces processus augmentent ou diminuent la concentration des substances dissoutes dans l'eau, le long de son cheminement souterrain. La concentration des espèces chimiques varie avec les propriétés physico-chimiques des roches et du gisement, avec la température et les propriétés chimiques de l'eau, ainsi qu'avec la vitesse d'écoulement et les influences anthropogènes (cf. Chapitre II.4). Malgré, que la région du Bois de Finges soit soumise à de nombreuses contraintes environnementales telles que des activités industrielles et agricoles, des sites de décharge et une route cantonale, les concentrations du nitrate, du potassium, du sodium et du chlorure se situent en dessous des normes de qualité d'eau potable. 3.3 Diagraphies physico-chimiques 3.3.11ntroduction D'un diamètre de 5 cm, la sonde multiparamètres de type Turo T61 permet d'effectuer dans les forages des mesures simultanées de la conductivité électrique, température, oxygène dissous, pH, Eh et turbidité, qui sont enregistrées par un acquisiteur automatique de données (TURO TECHNOLOGY 1996). L'acquisition simultanée de six paramètres permet d'éviter les phénomènes de mélange, induits par l'utilisation successive de plusieurs sondes et les phénomènes de dérive des électrodes. L'unité de mesure de la turbidité correspond à des NTU (= nephelometric turbidity units). Les mesures physico-chimiques ont été réalisées tous les 50 cm afin d'obtenir une assez bonne résolution verticale dans chaque piézomètre du site PIl, ainsi que dans les piézomètres P12, P52 et SA-12 (figure 2). Les diagraphies physico-chimiques ont été effectuées avec ou sans pompage à l'aide d'une pompe aspirante. Pour chaque log, des mesures comparatives entre la sonde Turo et des sondes de conductivité, d'oxygène dissous et de pH ont été exécutées en surface dans un échantillon de 10 1 (CASACCI 1997). Le coefficient de régression, obtenu en comparant les données de la sonde Turo avec ceux de la sonde de conductivité, est égal à R2=0.9997. Les résultats des mesures effectuées au fond des piézomètres M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 79 et ceux enregistrés au niveau des zones non crépinées sont à considérer avec précaution, car ils peuvent ne pas être représentatifs de l'eau de l'aquifère. 3.3.2 Forages du site P11 Des diagraphies physico-chimiques des cinq forages du site PIl (PIl, Plia, PlIb, Plie et PlId), exécutées sans pompage, ont été réalisées pour obtenir une bonne résolution verticale et spatiale. Les diagraphies physico-chimiques du forage Plia (figure 37) mettent nettement en évidence la limite entre les alluvions fluviatiles du Rhône et les alluvions du cône de l'Illgraben à 15 m de profondeur. Cette limite est matérialisée par une importante variation des différents paramètres à cette cote. Les alluvions fluviatiles du Rhône renferment une eau de conductivité importante (1950 uS/cm), de pH = 7.40 tandis que les alluvions du cône de l'Illgraben contiennent une eau très pauvre en oxygène, de conductivité plus forte (2300 uS/cm), d'un pH plus élevé (pH = 7.58) et soumise à des conditions réductrices (Eh = -100 mV). Par conséquent, un front redox se situe à 15 m de profondeur. Des fronts redox ont été étudiés par CÉDRA (1993). Une autre limite s'individualise à partir de 26 m de profondeur, reflétant l'influence des dépôts lacustres et marécageux, dans lesquels l'oxygène dissous et le potentiel redox atteignent un minimum, alors que la conductivité arrive à son maximum. L'évolution verticale de la conductivité et du pH indiquent un apport d'eau souterraine à la base des alluvions du cône de l'Illgraben entre 25 et 26 m de profondeur. Cet apport amène une eau d'une conductivité moins forte (environ 2150 uS/cm) et d'un pH plus faible (pH = 7.47) que les eaux des alluvions de l'Illgraben. Cet apport d'eau a été quantifié par des mesures géophysiques à l'aide d'un débitmètre thermique (MONNET 2000) et atteint un débit de 2 à 3 1/min. Les profils obtenus pour les forages PIl5Pl lb, Pl le et Pl Id se superposent entre eux et à celui du Pl la pour des profondeurs identiques. Figure 37 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage Plia effectuées au repos le 3 octobre 1997 (d'après CASACCI 1997). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 80 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 3.3.3 Forage P12 De juillet à novembre 1997, trois diagraphies ont été réalisées tous les deux mois dans le forage P12 sans pompage. Ces mesures permettent d'observer des variations temporelles des paramètres physico-chimiques en fonction de la profondeur. Les diagraphies physico-chimiques mettent en évidence une limite hydrochimique à 14 m de profondeur à l'intérieur des alluvions fluviatiles du Rhône (figure 38). Température (°C) Conductivité (pS/cm) 02 (%) PH Eh (mV) M M Cù M *¦ *• Ol O Oi O CJi O Ui O Turbidité (NTU) 1 / ------------1------ ~>-\-------H&-* ' i p I TF? Tr" en T " '''¦} . « - -f ï «h T1 T T il lil <> Il O II O II O II O II O II o il O II O |l " !' <> il O il O il oli o Ii 7 1 -----!------r-i H-------- 4—M- ¦ , , O , ¦ , . o • ¦ , o ' Il O > Il I) ' Il O ' ' Il (I ' Il ' I) ' ' Il ' I) • ' I • o ' ' I ' O • I . (I i i I . (I ::! , Il , (> ¦, i O > i O i 1) ¦ i I I) ¦ ¦ I ' (I ¦ ¦ i r 'o ' • ¦ ir ¦ o ' < ¦ h • o ¦ - 'M 'i> 'H .o i • .11 ,O , ¦ ,11 . O , « .11 . " ¦ ,M . <> Ii o Ii o • • il o • ? ' il ' o ' ' ' I • Il ' • 1 j I ' I) K-'r~~'------'------'------—© Figure 38 : Trois diagraphies physico-chimiques du forage P12 effectuées au repos en juillet, septembre et novembre 1997. Les formations lithologiques du forage P12, constituées des graviers grossiers sablo-limoneux avec des galets d'un diamètre compris entre 5 et 10 cm, ne se distinguent à partir de 14 m de profondeur que par une augmentation de la teneur en argile (BERTHOD 1994). Les mesures de perméabilité indiquent une valeur plus importante dans les alluvions fluviatiles supérieures (2.5 * IO'3 m/s) que dans les alluvions inférieures (1.2 * 10"4 m/s). En juillet, une eau moyennement minéralisée (environ 950 uS/cm) et riche en oxygène surmonte une eau moins minéralisée, moins riche en oxygène dissous, mais de pH plus élevé. Les diagraphies effectuées deux mois, respectivement quatre mois plus tard, confirment cette limite hydrochimique à 14 m de profondeur. Par contre, la minéralisation totale des eaux du P12, diminuant de juillet à novembre 1997, montre une répartition verticale inverse pour les deux dernières diagraphies (figure 38). En septembre et novembre, une eau moins minéralisée et de température plus élevée (environ 9.6 0C) surmonte une eau plus minéralisée et plus froide (8.7 0C). L'évolution temporelle différente des eaux des deux formations lithologiques voisines à 14 m de profondeur s'explique par la variation de perméabilité avec la profondeur, donc par des vitesses différentes d'écoulement souterrain. Les eaux infiltrées du Rhône au nord-est circulent plus vites dans la formation supérieure d'une perméabilité élevée par rapport à celle de la formation inférieure. La dilution des eaux inférieures est donc retardée en période de crue du Rhône par M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 81 rapport aux eaux supérieures. Mais en période d'étiage du Rhône, les eaux des alluvions supérieures et inférieures s'équilibrent. Lors de la campagne de mesure en juillet 1997, la diagraphie physico-chimique a été répétée au cours d'un pompage avec un débit moyen de 40 1/min, qui a permis de mettre en évidence les variations entre les mesures effectuées au repos et celles en cours de pompage (figure 39). En effet, la limite hydrochimique, bien marquée sur les profils du pH et de la conductivité, apparaît quelques mètres plus haute en condition de pompage. 11 Température ("C) Conductivité (uS/cm) Eh (mV) Turbidité (NTU) l ci Y Figure 39 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage P12 effectuées au repos et en cours de pompage avec un débit d'environ 401/min (juillet 1997). 3.3.4 Autres forages Le forage SA-12, se situant au sud-est, au pied du versant sud, recoupe de haut en bas les couches lithologiques suivantes (figure 6) : terre végétale (0.55 m), dépôts lacustres et marécageux supérieurs (1.95 m), éboulis (1.30 m), cône supérieur de l'Illgraben (10.80 m) et finalement cône inférieur de l'Illgraben (5.40 m). La crépine du SA-12 se trouve presque uniquement dans les dépôts du cône de l'Illgraben entre 4 et 20 m de profondeur (annexe 2). Les diagraphies physico-chimiques indiquent nettement une limite entre les alluvions du cône supérieur de l'Illgraben et ceux du cône inférieur de l'Illgraben à 15 m de profondeur. Cette limite est matérialisée par une diminution de l'oxygène dissous, du pH et du Eh (figure 40). Les dépôts sablo-argileux du cône supérieur de l'Illgraben renferment une eau de conductivité élevée (>2500 uS/cm) et de pH faible (pH < 7.0). La conductivité est plus forte (environ 2700 uS/cm) dans le cône inférieur de l'Illgraben, alors que la température est de 2.5 0C plus faible. Cette importante variation de température au repos n'est pas définitivement explicable par les données acquises. Elle peut être due à une recharge d'eau froide en hiver ou à une erreur de mesure. Par contre, une augmentation de la température de 0.3 0C et du potentiel redox, ainsi qu'une diminution du pH ont été retrouvées dans les eaux du cône inférieur de l'Illgraben au cours du pompage. M. Schixrch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 82 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Conductivité (pS/cm) Température (0C) M « n> 02 (%) pH Eh (mV) Turtidité (NTU) •o ^Z, il* < • < > • * <> 'i < I < I i t • I < I < • 1 —^V) ' —». Figure 40 : Diagraphies physico-chimiques dans le forage SA-12 effectuées au repos et en cours de pompage avec un débit d'environ 6017min (juillet 1997). La figure 41 montre les diagraphies physico-chimiques réalisées dans le piézomètre P52. Malheureusement, aucun profil lithologique de ce piézomètre n'a été retrouvé dans les rapports antérieurs. Ce piézomètre se situe à la Ferme de Finges, où les dépôts du cône de l'Illgraben plongent sous les alluvions fluviatiles du Rhône. L'évolution verticale des différents paramètres physico-chimiques met en évidence une limite à 6.50 m de profondeur entre une eau de conductivité élevée (environ 1700 uS/cm) et riche en oxygène dissous (> 80 %), située au- dessus d'une eau d'une conductivité plus forte (1900 uS/cm) et moins riche en oxygène dissous (< 70 %). Au cours du pompage, la température diminue fortement dans la partie supérieure, reflétant probablement une recharge du piézomètre par les eaux plus froides qui circulent dans les alluvions fluviatiles du Rhône. Conductivité (uS/cm) Température (°C) ^ 02 (%) Eh (mV) Turbidlté (NTU) 1 • li Figure 41 : Diagraphies physico-chimiques dans le piézomètre P52 effectuées au repos et en cours de pompage avec un débit d'environ 60 1/min (juillet 1997). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 83 3.3.5 Commentaires Les diagraphies physico-chimiques exécutées à l'aide d'une sonde multiparamètres ont permis d'étudier l'évolution verticale des différents indicateurs (température, conductivité électrique, oxygène dissous, pH, potentiel redox et turbidité) et de localiser la position des couches lithologiques correspondantes. Les mesures effectuées au repos peuvent être considérées comme représentant un équilibre avec les minéraux de l'environnement. Par contre, les diagraphies réalisées en cours de pompage permettent surtout de déterminer les zones de recharge. 3.4 Prélèvements d'eau à différentes profondeurs 3.4.1 Généralités Pour étudier l'évolution verticale du chimisme des eaux souterraines, des échantillons d'eau ont été prélevés à différentes profondeurs dans les forages Plia, P52 et P22. Ces trois forages ont été choisis à partir des résultats obtenus par les diagraphies physico-chimiques. Les critères principaux du choix ont été la présence des importantes variations spatio-temporelles, ainsi que la position géographique et géologique du forage. L'évolution verticale des paramètres chimiques des eaux suit en général l'évolution de la lithologie avec la profondeur et ses conditions hydrogéochimiques. 3.4.2 Evolution verticale des eaux dans le forage P11a En novembre 1997, un mois après la campagne de forage, six échantillons d'eau ont été prélevés dans le forage Plia à différentes profondeurs : 8, 12, 16, 19.5, 24 et 28.5 m. Le prélèvement d'eau a eu lieu après une période de repos de deux jours à la fin du premier essai de traçage au site PIl (cf. Chapitre II.2.6). Les analyses chimiques de ces six échantillons d'eau (figure 42) se corrèlent aux résultats des diagraphies effectuées avec la sonde multiparamètres pour des profondeurs identiques (cf. Chapitre II.3.3.2). Les limites, d'une part, entre les alluvions fluviatiles du Rhône et les alluvions du cône de l'Ulgraben à 15 m de profondeur et, d'autre part, entre le cône de l'Illgraben et les dépôts lacustres et marécageux à 26 m se concrétisent par une variation significative des teneurs en calcium, sulfate, bicarbonate, chlorure, nitrate, fer et silice. La concentration des ions dominants calcium et sulfate, ainsi que du bicarbonate et de la silice augmente en fonction de l'évolution de la lithologie avec la profondeur (figure 42). Par contre, le nitrate diminue vers le fond du forage et possède une bonne corrélation avec l'oxygène dissous et le Eh, indiquant la présence d'un milieu réduit dans les alluvions du cône de l'Illgraben et dans les dépôts lacustres et marécageux. Le magnésium atteint avec une concentration importante (100 mg/1) 30 % de la somme des cations. H montre une tendance décroissante des valeurs entre la surface de la nappe et la base des alluvions du cône de l'Illgraben pour augmenter de nouveau dans les eaux des dépôts lacustres et marécageux. Les concentrations en magnésium, calcium (65 % des cations), sulfate (85 % des anions) et bicarbonate démontrent que l'origine chimique des eaux du forage Plia provient de la dissolution de l'anhydrite, du gypse et de la dolomie. Le strontium, originaire des roches évaporitiques du versant sud, reflète également les variations verticales du calcium et du sulfate. Les eaux souterraines possèdent des teneurs constantes en sodium et en potassium sur toute la longueur du forage Plia, probablement à cause de l'échange ionique avec les sédiments qui tend à égaliser les concentrations. Le rapport molaire entre le sodium et le chlorure se situe entre 3 et 4. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 84 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Alluvions fluviatiles du Rhône •-¦•j •—• * — • • • * * ... * • - • — • • •• • • • ¦ • • • • Cône de l'illgraben •.-. • • • '-'1V m • • • • • • • • • • • • Dépôts Lacustres -_-_- s 0 4 8 12 0 100 200 300 0 5 H-------------> "T f __1 ìl [] :: ,,------il------------a ik il :: T~i ìl D : 900 1800 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 _l----------------1 -i-------1-------1--------h Q O [1 O M O N03 Sr S02 —*— K -A-Na -B-Mg -HC03 -B-Ca -6-S04 -Fe Figure 42 : Profil lithologique et évolution verticale des principales espèces chimiques (mg/1) des six échantillons d'eau du forage Pl la prélevés le 20 novembre 1997. Dans le milieu oxydé des alluvions fluviatiles du Rhône (Eh = 450 mV), la concentration en fer total n'est que 0.03 mg/1. Par contre, dans le milieu réduit des alluvions du cône de l'illgraben (Eh = -50 mV) et des dépôts lacustres et marécageux (Eh = -100 mV), la concentration en fer atteint environ 0.15 mg/1, avec un maximum de 0.66 mg/1 dans les sables quartzitiques brunâtres entre 18.4 et 20.5 m de profondeur. Dans ces sables quartzitiques, le Fe(III) est réduit en Fe(II) plus soluble (Drever 1982). 3.4.3 Evolution verticale des eaux dans le piézomètre P52 Quatre échantillons d'eau ont été prélevés en août 1998 dans le piézomètre P52 à différentes profondeurs. Ce piézomètre est crépine entre 2 et 9 m. Les analyses chimiques de ces quatre échantillons (figure 43) se corrèlent aux résultats des diagraphies effectuées à l'aide de la sonde multiparamètres pour des profondeurs identiques (cf. Chapitre Ü.3.3.4). L'évolution verticale des différents paramètres physico-chimiques met en évidence une limite entre les alluvions fluviatiles du Rhône en haut et les alluvions du cône de l'illgraben à environ 6.50 m de profondeur (figure 43). La concentration des ions dominants calcium et sulfate, ainsi que le magnésium augmente en fonction de l'évolution de la lithologie avec la profondeur. Par contre, le bicarbonate diminue vers le fond du piézomètre, comme d'ailleurs l'oxygène dissous, le nitrate et le chlorure. Finalement, le strontium, le potassium et le sodium ne montrent que de faibles variations verticales. L'évolution verticale des ions dominants reflète les deux différentes couches d'eau souterraine présentes à cet endroit. Les alluvions fluviatiles du Rhône, qui sont M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 85 non saturées en période de basses eaux au niveau du piézomètre P52, contiennent une eau provenant du Rhône. Cette eau infiltrée du Rhône est moins minéralisée et plus oxygénée par rapport à celle contenue dans les alluvions du cône de l'Illgraben (cf. Chapitre II.3.3.4). L'eau sulfatée des alluvions du cône de l'Illgraben provient des roches évaporitiques (anhydrite, gypse) du versant sud. (U C 3 C a> CO TJ (U C ,. 15". 10 4- 4- 100 200 300 400 \£. - i 9 - • • % e • Ü 6 - O • • • O • . • 3 -0 - » o • ft • • O %% -------------------V- • —h- 100 200 300 400 100 200 300 400 100 200 300 400 ï -0.09 -I O OO OT O -0.12 - -O O -0.15 - —I-------------------------1-------------------------1------------------------ 1300 1400 1500 1600 1700 SO4 Figure 54 : Diagrammes de concentration (mg/1) des espèces chimiques des eaux du forage SA-12, du pH et des indices de saturation en calcite et en gypse, calculés avec PHREEQCI, en fonction du sulfate pour la période de juin 1996 à mai 1999. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 101 a) E c ^0 O Jj Ji ii. Ö. 15- -ü •2 io- -o-i i. 11 ijji, lull IliiijJ till J IiI, 01/06/96 01/10/96 01/02/97 01/06/97 01/10/97 01/02/98 01/06/98 01/10/98 01/02/99 01/06/99 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 -P12 -P13 —*—P52 -SA-12 - Rhône C) 560 » O O C—Q Q 9^S^ 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 •P12 -P13 -*-P52 -SA-12 d) 486 483 4 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 Figure 55 : Evolution temporelle des eaux souterraines le long d'une coupe transversale nord - sud. a) Variations saisonnières des précipitations mesurées à la station ISM de Sierre; b) Total des ions dissous (TID) pour quatre piézomètres et le Rhône; c) Niveaux d'eau souterraine pour quatre piézomètres; d) Niveaux d'eau du Rhône mesurés à la station SHGN de Sion. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 102 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 3.5.7 Evolution temporelle des eaux le long de l'écoulement principal NNE-SSW Les variations saisonnières des niveaux d'eau, ainsi que de la conductivité électrique et de la température pour trois piézomètres, le Rhône et le canal des Fermes sont représentées sur la figure 56. Les trois piézomètres P56, P12 et P33 se trouvent sur une coupe longitudinale entre le Rhône au nord-est et le canal des Fermes au sud-ouest (figure T). Les niveaux d'eau souterraine réagissent de manière très sensible par rapport aux variations saisonnières de l'apport d'eau infiltrée du Rhône et, par conséquent, le battement naturel de la nappe souterraine diminue avec la distance du fleuve : 5 m au piézomètre P56 situé proche de la zone de recharge du Rhône au nord-est, 3 m au piézomètre P12 au centre de la plaine alluviale et 1 m au piézomètre P33 proche du canal des Fermes. A cause de ce battement important proche du Rhône, le piézomètre P56 est sec entre décembre et mai. La dilution des eaux de l'aquifère alluvial par les eaux peu minéralisées infiltrées du Rhône au nord-est est observée au piézomètre P56 environ 1 mois avant le P12. Ceci représente le régime de l'écoulement souterrain, le transport progressif de l'eau peu minéralisée infiltrée du Rhône et donc le temps de transport de l'eau peu minéralisée. A première vue, les variations saisonnières de la minéralisation des eaux du piézomètre P33, caractérisées par une concentration maximum en hiver (2300 |iS/cm) et un minimum en été (1500 |j.S/cm), montrent une bonne corrélation avec le cycle hydrologique du Rhône. Mais on constate également que les fortes précipitations et la fonte des neiges provoquent des variations des paramètres physico-chimiques avec un temps de réaction d'environ 3 mois. Les valeurs de la température de l'eau diminuent linéairement entre octobre et février pour augmenter de la même façon entre février et juin. Ces variations saisonnières de la température de l'eau correspondent à celles qui ont déjà été observées au site PIl (cf. Chapitre II.3.5.2). Ce piézomètre P33 se situe, du haut vers le bas, dans les alluvions fluviatiles du Rhône (10 m) et dans les éboulis du Gorwetschgrat (1.80 m). Ses eaux représentent un système à trois composantes. Lors des crues, ce piézomètre est surtout alimenté par des eaux froides et peu minéralisées circulant dans les éboulis du Gorwetschgrat depuis le versant sud (cf. Chapitre II.5), alors qu'en période de hautes eaux, le piézomètre est alimenté par les eaux peu minéralisées infiltrées du Rhône au nord-est. Il peut arriver que ces deux apports d'eau (eau des crues et eau infiltrée du Rhône) se superposent, ce qui explique la forte dilution des eaux souterraines au piézomètre P33 entre mai et octobre. Finalement, en période de basses eaux, ce piézomètre est rechargé par une eau sulfatée d'origine des roches triasiques du versant sud. Le canal des Fermes draine les eaux sulfatées du versant sud et les eaux peu minéralisées de l'aquifère alluvial du Rhône. La température de ces eaux suit le cycle saisonnier de la température de l'air. En général, les eaux du canal sont toujours plus minéralisées que celles de l'aquifère. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 103 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 -P12 ¦P33 -P56 C) 2800 ,O to 2100 ü 1400 IO CsI EC à 700 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 -*— P12 —B—P33 ¦P56 canal -¦¦*-¦ Rhône d) ü 01/06/96 01/10/96 31/01/97 02/06/97 02/10/97 01/02/98 03/06/98 03/10/98 02/02/99 04/06/99 -P12 —B—P33 • P56 --¦•-- canal -¦-»-- Rhône Figure 56 : Evolution temporelle des eaux souterraines le long de l'écoulement principal NNE-SSW. a) Niveaux d'eau du Rhône mesurés à la station SHGN de Sion; b) Niveaux d'eau souterraine pour trois piézomètres; c) Conductivité électrique et d) Température pour trois piézomètres, le Rhône et le canal des Fermes. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 104 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 3.5.8 Relations entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source Q6 Introduction Dans le but d'étudier les interactions entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source sulfatée Q6, un acquisiteur de données automatique a été installé dans la source Q6 (Data Electronics 1992). De décembre 1997 à novembre 1998, cet acquisiteur de données a mesuré la température et la conductivité électrique de l'eau toutes les trois heures. Ces données ont été contrôlées par des mesures manuelles supplémentaires à l'aide d'un conductimètre- thermomètre. Le 13 décembre 1996, une nouvelle source (Q6) est apparue à l'aval d'un ancien tunnel de l'usine de gypse (coordonnée 612'550, 127'40O). Simultanément, deux sources (Ql et Q2), se situant environ 50 m à l'ouest de la nouvelle source Q6 (Mamin 1996), se sont asséchées. L'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis se situe à une distance de 200 m à l'horizontale et 40 m plus élevée en altitude, au sud de la source Q6. Dans cette galerie d'amenée, des pertes d'eau d'environ 1 m3/s ont été observées sur le tronçon où se trouvent les anhydrites de la Nappe des Pontis. La question suivante s'est posée : est-ce que l'eau peu minéralisée et froide de la galerie d'amenée contribue à l'alimentation en eau sulfatée et subthermale de la source Q6? Résultats Les valeurs de la température et de la conductivité mesurées par l'acquisiteur automatique à la source Q6, ainsi que le débit de la galerie d'amenée et les précipitations mesurées à la station de Sierre sont visualisés graphiquement sur la figure 57. De plus, le débit de la galerie d'amenée et la conductivité de la source Q6 ont été comparés spécifiquement pour la période du 14 avril au 6 mai 1998. Le régime du Rhône, ainsi que celui de la galerie d'amenée Finges - Chippis, se caractérisent par des débits très faibles en hiver et importants en été. Les basses eaux du Rhône débutent fin octobre pour se terminer vers fin avril. Les hautes eaux du Rhône, début mai à fin septembre, se caractérisent par un rythme plus irrégulier et des amplitudes plus élevées. Les variations hebdomadaires et journalières du Rhône, causées par le turbinage des eaux des barrages des vallées latérales, surviennent chaque jour sauf le week-end, tant en été qu'en hiver. Par contre, la galerie d'amenée Finges - Chippis ne montre ces variations quotidiennes qu'en période de basses eaux, car en période de hautes eaux la galerie d'amenée est presque toujours entièrement en charge. La conductivité et la température des eaux de la source Q6 à l'émergence de l'aquifère triasique suivent ces variations quotidiennes du débit de la galerie d'amenée et mettent en évidence une connexion hydraulique entre la galerie et la source Q6. Une augmentation du débit dans la galerie provoque une diminution rapide de la conductivité et de la température de la source Q6. La remontée de la minéralisation et de la température de la source Q6 est nettement plus lente lors d'une diminution du débit dans la galerie. Au cours des périodes où la galerie d'amenée est mise hors service, la conductivité et la température des eaux de la source Q6 atteignent leur maximum. Le débit de la source Q6, mesuré manuellement, possède une bonne corrélation avec la conductivité et la température de la source (figure 51). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 105 a) 40 E 30- E. c O r 20 ii. Ju Il l,lk.l,l I 1, ,ill ij ill I Il l.llI IJ 23/12/97 23/1/98 23/2/98 23/3/98 23/4/98 23/5/98 23/6/98 23/7/98 23/8/98 23/9/98 23/10/98 23/11/98 b) 3000 l I ¦- 18 -+- 20 O 16 î- eu h. 14 I 10 8 23/12/97 22/1/98 22/2/98 24/3/98 23/4/98 23/5/98 23/6/98 23/7/98 22/8/98 21/9/98 22/10/98 21/11/98 12/97 /98 21/2/98 23/3/98 22/4/98 22/5/98 21/6/98 21/7/98 20/8/98 19/979& 19/10/98 18/11/98 14/4/98 16/4/98 18/4/98 20/4/98 22/4/98 24/4/98 26/4/98 28/4/98 30/4/98 2/5/98 4/5/98 6/5/98 Figure 57 : Relations entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source Q6. a) Précipitations journalières mesurées à la station ISM de Sierre; b) Conductivité et température de la source Q6; c) Débit de la galerie d'amenée et d) comparaison entre le débit de la galerie et la conductivité de la source Q6. Les flèches indiquent les moments où la galerie a été mise hors service. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 106 PARTIE II : Investigations hydrochimiques L'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis a été définitivement mise hors service le 17 août 1998. La conductivité électrique de la source Q6 a augmenté de 2430 uS/cm avant l'arrêt de l'ancienne galerie à 2600 uS/cm le 20 août 1998. En même temps, la température a augmenté de 13.0 à 13.7 0C et le débit a diminué de 600 à 400 1/min. L'acquisiteur de données installé à la source Q6 n'indique plus de variations journalières après l'arrêt de l'ancienne galerie. Les valeurs des paramètres physico-chimiques mesurées à la source Q6 lors de la campagne du 17 septembre 1998 correspondent environ à celles du 20 août mesurées trois jours après l'arrêt de l'ancienne galerie. Par contre, le chimisme de la source QD-2 drainée sous la route cantonale et celui du forage artésien SA-12 réagissent beaucoup plus lentement à l'arrêt de l'ancienne galerie que celui de la source Q6. Pendant les trois premiers jours après l'arrêt de l'ancienne galerie, la conductivité de la source QD-2 augmentait d'environ 40 p.S/cm pour atteindre 2470 uS/cm. Ensuite, la conductivité des eaux de la source QD-2 continuait à augmenter pour atteindre 2580 uS/cm le 17 septembre 1998. Pour la période du 14 avril au 6 mai 1998, les valeurs de la température ont été reportées en fonction de la conductivité de la source Q6 (figure 58). Les valeurs se situent sur une droite de mélange (R2 = 0.68). Mais la pente de cette droite est supérieure à celle de la droite de mélange entre l'eau du Rhône et l'eau sulfatée de l'aquifère triasique. Pour le pôle de l'eau sulfatée, la conductivité maximale (2610 uS/cm) respectivement la température maximale (12.8 0C) de la source Q6 ont été choisies. Les valeurs utilisées pour le pôle du Rhône correspondent à une valeur moyenne sur 12 mesures d'un cycle hydrologique complet. De plus, les valeurs mesurées en continu à la source Q6 se situent en dessus d'une droite de mélange entre une eau d'infiltration et l'eau sulfatée de l'aquifère triasique. Le pôle de l'eau d'infiltration a été défini à partir d'une estimation de la température moyenne annuelle pour une altitude d'infiltration moyenne de 1200 m s/mer. Ceci indique que les eaux de la source Q6 représentent un système à trois composantes. D'une part, les eaux sulfatées de l'aquifère triasique sont refroidies par un mélange d'eau avec les pertes de l'ancienne galerie d'amenée et, d'autre part, elles sont refroidies par les eaux d'infiltration. 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 conductivité (uS/cm) Figure 58 : Corrélation entre les mesures automatiques de la température et de la conductivité pour la période du 14 avril au 6 mai 1998 (intervalle de mesure = 3 h). La nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis a été mise en service le 4 novembre 1998. Les sources et les niveaux d'eau au pied du versant sud ne montrent pas de réactions liées à cette mise en service de la nouvelle galerie. Par contre, les niveaux d'eau diminuent rapidement dans la plaine alluviale du Rhône, car le lit du Rhône a été sec depuis le 4 novembre. L'ancienne galerie d'amenée sera remplie avec les roches évacuées de la nouvelle galerie. Le débit de la source sulfatée Q6 a diminué de 350 à 75 1/min entre janvier et mars 1999. La diminution M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 107 naturelle du débit s'explique par une recharge superficielle réduite depuis novembre 1998 à cause du sol gelé. Les deux dernières années cette diminution du débit était probablement masquée par une recharge supplémentaire due aux pertes de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis. Ensuite, le débit de la source Q6 d'environ 80 1/min a resté plus ou moins stable au cours de l'année 1999 pour diminuer de nouveau au début de l'année 2000 à environ 30 1/min. Conclusions La source Q6 est partiellement rechargée par un apport d'eau sulfatée calcique de l'aquifère triasique d'une conductivité d'environ 2600 uS/cm. De plus, l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis a exercé des effets hydrauliques et de dilution sur le comportement des eaux de la source Q6 et des autres sources au pied du versant sud. L'apport d'eau peu minéralisée de l'ancienne galerie d'amenée a probablement varié entre 50 et 300 1/min à la source Q6, suivant les variations saisonnières de la galerie. 3.5.9 Commentaires L'étude de l'évolution temporelle des paramètres physico-chimiques a demandé un important nombre de campagnes de terrain exécutées mensuellement sur trois cycles hydrologiques complets et souvent réalisées sous des conditions climatiques extrêmes (- 15 à +30 0C, fortes précipitations, vents violents lors de périodes du foehn). Une bonne maintenance des appareils de mesure a été importante pour résister à ces différentes conditions climatiques. Les variations saisonnières de la nature chimique des recharges en eau provoquent des fluctuations saisonnières du chimisme des eaux souterraines. La connaissance des processus physiques et chimiques, qui interviennent dans l'aquifère, a permis de comprendre la nature des eaux souterraines et dans certains cas de comprendre leur origine chimique. De plus, les variations des paramètres physico-chimiques à courte durée ont été attribuées aux événements pluvieux intenses et à la fonte des neiges. De nombreuses zones hydrogéologiques et hydrochimiques avec différents régimes d'écoulement souterrain et différentes conditions physico-chimiques ont été déterminées et délimitées à l'aide des variations saisonnières du chimisme des eaux. Ces zones hydrogéologiques et hydrochimiques possèdent des systèmes de mélange d'eau à deux ou trois composantes avec plusieurs processus physiques et chimiques. Finalement, l'intervalle entre deux mesures physiques et chimiques a été choisi en fonction du type d'information recherchée. Pour étudier le régime d'écoulement de l'aquifère alluvial du Rhône, deux campagnes de terrain annuelles ont été réalisées en période de hautes eaux et de basses eaux. Pour étudier les variations saisonnières du comportement chimique des eaux souterraines lors des trois cycles hydrologiques, un intervalle de mesure de 4 à 5 semaines a été suivi. Les résultats obtenus de ces mesures mensuelles n'ont pas permis de déterminer les relations hydrodynamiques et chimiques entre l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et la source sulfatée Q6, car l'intervalle de mesure était trop grand. C'est pourquoi un acquisiteur automatique a été installé à la source Q6 qui a vraiment permis d'observer les relations entre la galerie et la source Q6 avec un intervalle de mesure de 3 h. Le tableau 14 résume les différents points de mesures mensuelles et leurs temps de réactions aux événements pluvieux et à l'apport d'eau infiltrée du Rhône. Chaque point de mesure est représentatif pour une zone hydrogéologique et hydrochimique. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 108 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Tableau 14 : Points de mesures mensuelles et leurs temps de réaction aux événements pluvieux et à l'apport d'eau infiltrée du Rhône au nord-est. Les résultats sont classés avec la distance croissante depuis la zone d'infiltration du Rhône. L'incertitude du temps de réaction se situe entre 1 et 2 semaines. Nom Zone hydro- Distance Distance au Retard aux Retard à géologique d'infiltration versant sud précipitations l'apport du du Rhône intenses Rhône (m) (m) (mois) (mois) Piézomètre Alluvions du 510 1050 1 1 P56 Rhône dans la zone d'infiltration Piézomètre Alluvions du 1250 600 1 2 P12 Rhône au centre de la plaine Piézomètre Alluvions du 1270 300 1 Wi P52 Rhône / alluvions de l'Illgraben Forage Aquifere triasique / 1660 50 2 - SA-12 cône de l'Illgraben Piézomètre Alluvions du 1670 250 3 3 P33 Rhône le long du canal des Fermes Source Q6 Aquifere triasique 1670 0 2 _ i) considère qu'il n'y a pas d'apport d'eau depuis la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis. 3.6 Profil de conductivité et de température le long du canal des Fermes Les jaugeages à la canne de Jens effectués sur les hautes eaux et les basses eaux du canal des Fermes ont bien mis en évidence un important effet de drainage de la nappe souterraine par le canal entre les points de jaugeage D2 et D4 (cf. Chapitre II.2.3, figure 12). Pour mieux comprendre les relations entre le canal des Fermes et l'aquifère alluvial du Rhône, un profil de conductivité électrique et de température a été réalisé le long du canal entre les points D2 et D4 en période des hautes eaux 1998 et des basses eaux 1999. Ces mesures localisent exactement les points d'émergence dans le canal et donnent des résultats précis sur les différentes relations entre le canal et l'aquifère. Etant donné que de nombreux bisses d'irrigation se déversent dans le canal (figure 12), les mesures ont été réalisées dans un moment où ces bisses étaient secs. La figure 59 montre le profil de la conductivité et de la température en période des hautes eaux 1998, alors que la figure 60 présente les mesures effectuées sur les basses eaux 1999. Ces deux profils démontrent les divers apports d'eau moins conductrice et plus froide de l'aquifère. Les émergences sont surtout concentrées sur le tronçon du canal entre le piézomètre P33 et le point de jaugeage D4. En période de hautes eaux, elles peuvent être classées en trois types d'eau. Le premier type d'eau amène une eau fortement minéralisée (> 1900 |J,S/cm) et subthermale (>13 0C). Ce type d'eau caractérise les points d'émergence sur les premiers 150 m en aval du point de jaugeage D2 et correspond à une eau sulfatée venant du versant sud, légèrement diluée par l'eau peu minéralisée du Rhône. Le deuxième type d'eau contient les émergences entre 150 et 250 m en aval de D2 avec une eau moins conductrice (1500 - 1900 jxS/cm). Ce type d'eau correspond à une eau de mélange avec une proportion d'eau peu minéralisée du Rhône plus importante que celle du premier type. Le troisième type d'eau comporte les points d'émergence entre 250 et 550 m (point D4) et caractérise une eau moyennement minéralisée (800 - 1500 |j.S/cm) et froide (9.5 - 10.5 0C). En période de basses eaux, les émergences des deux premiers types d'eau sont presque entièrement sèches. Le canal se situe environ 1 m en aval du piézomètre P33 et possède un niveau d'eau environ 60 cm inférieur à celui du piézomètre P33 en hautes eaux. Avec un battement naturel de la nappe de 1.10 m au piézomètre P33, la nappe M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifere alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 109 souterraine est probablement en équilibre avec l'eau du canal en période de basses eaux, expliquant l'absence des points d'émergence à cet endroit. 2400 2000 ¦ ? ¦y 1^ 1600 Ü UJ 1200 800 100 P33 200 300 400 Rive gauche ¦ Rive droite 500 600 14 13 Ô12 O I- 11 10 "Il f P33 Rive gauche - Rive droite "T—i------1 100 200 300 400 distance depuis D2 500 600 Figure 59 : Profil de conductivité et de température de l'eau le long du tronçon D2 - D4 du canal des Fermes en période de hautes eaux (août 1998). 2800 -t 2400 • g" 2000 - ^ 1600 fô 1200 800 400 0 100 P33 D3 200 300 400 Rive gauche ¦ Rive droite 500 600 13 12 - 11 - Ü 10 9 8 7 100 P33 \-êL D3 200 300 400 distance depuis D2 Rive gauche - Rive droite 500 600 Figure 60 Fermes en : Profil de conductivité et de température de l'eau le long du tronçon D2 - D4 du canal des période de basses eaux (avril 1999). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 110 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Dans un type d'eau, la minéralisation des eaux émergeantes montre d'importantes variations ponctuelles qui indiquent des processus de mélange. Les eaux souterraines se mélangent probablement entre elles avant d'être drainées par le canal. De plus, cette différence de la minéralisation indique des apports latéraux mais également verticaux de la nappe. La conductivité et la température des eaux de la nappe sont presque toujours plus faibles que celles du canal des Fermes, sauf à deux exceptions près. La température de la nappe peut être plus élevée que celle du canal sur les premiers 250 m en aval du point de jaugeage D2 (figure 59). Un seul apport d'eau sur la rive gauche à 370 m possède une conductivité supérieure à celle du canal pour une température identique. Cet apport d'eau suit probablement un cheminement rapide depuis les roches sulfatées du versant sud et protégé contre les processus de dilution avec l'eau peu minéralisée du Rhône. Le cheminement emprunté par l'eau pourrait correspondre à un ancien bras de rivière, actuellement comblé par du matériel très perméable. Cette hypothèse semble être confirmée par une étude du Service des routes et des cours d'eau (SRCE) à Sion, visant à la création de nouveaux étangs en aval du canal des Fermes (OGGIER & SCHÜRCH 1998). La méthode d'un profil continu des points d'émergence le long du canal des Fermes est performante pour détecter les apports d'eau de la nappe souterraine vers le canal. Par contre, cette méthode ne permet pas de distinguer d'éventuelles pertes du canal vers la nappe. De plus, le débit des points d'émergence n'a pas été jaugé dans la plupart des cas, à cause du débit trop faible et des exutoires diffus ainsi que par la position du point d'émergence se situant sous la surface du canal. Pour quantifier précisément les échanges entre l'aquifère et le canal, il faudrait augmenter la densité des points de jaugeage le long du canal. Les apports d'eau de la nappe souterraine observés dans le canal des Fermes se trouvent généralement ponctuellement sur l'une ou l'autre rive du canal. Ceci montre bien l'hétérogénéité de l'aquifère et les différents apports d'eau de la nappe à travers des drains plus perméables. 3.7 Isotopes de l'eau 3.7.11sotopes stables de l'eau Distribution spatiale (hautes eaux 1996 et basses eaux 1997) L'étude des isotopes stables (oxygène-18 et deuterium) se base sur la tendance des paires isotopiques de se fractionner ou de se séparer dans des fractions légères et lourdes. Les résultats sont exprimés en 5 (%c) (FRITZ & FONTES 1980). Une carte de la distribution spatiale des isotopes stables permet de déterminer les zones de recharge et de mélange de la nappe souterraine. La figure 61 montre la carte des valeurs de l'oxygène-18 (O18O) des eaux souterraines et du Rhône en période des hautes eaux 1996. L'oxygène-18 se situe entre -13.41 %o (piézomètre P22) dans l'éboulement de Sierre et -14.85 %c (P56) dans la zone d'infiltration du Rhône au nord-est. Les valeurs en 518O des eaux souterraines dans l'aquifère alluvial du Rhône augmentent généralement en allant du fleuve vers le versant sud. La distribution spatiale des teneurs en 518O suit la répartition générale de la concentration du sulfate observée, ainsi que celle de l'écoulement souterrain (figures 5 et 7). Les valeurs élevées dans l'éboulement de Sierre montrent vraisemblablement l'existence d'une recharge de la nappe souterraine par les pluies locales. Celles-ci tombent sur l'éboulement de Sierre à des altitudes entre 542 (Milljere) et 636 m s/mer (Perischuhubil). Dans les zones à faible perméabilité, telles que celles des piézomètres P29 et P19, le temps de séjour souterrain M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 111 des eaux est important et a tendance à tamponner les variations isotopiques, ce qui explique les faibles variations saisonnières en oxygène-18. Le comportement du piézomètre P22, se situant entre les lacs de l'éboulement de Sierre, est très différent de celui des autres piézomètres de l'éboulement de Sierre: un maximum en hiver = -12.80 %o et un minimum en été = -13.41 %o (figures 63a et 65a). Il peut être expliqué par le fait que les eaux des lacs subissent une evaporation plus importante en été et sont enrichies en oxygène-18 à cette saison. L'eau des lacs, surtout du Grossee, alimente la nappe souterraine entre les lacs. En raison d'une faible perméabilité (10~5 m/s), l'écoulement souterrain est lent (0.6 m/j). L'eau infiltrée par le Grossee nécessite au moins cinq mois pour atteindre le piézomètre P22. Figure 61 : Carte de la distribution spatiale des teneurs en oxygène-18 (818O %c) sur les hautes eaux (août 1996). En mars 1997 lors des basses eaux, les teneurs de l'oxygène-18 varient entre -12.80 %o (piézomètre P22) et -14.69 %o (P16) proche du lit du Rhône (figure 2). Leur distribution spatiale suit celle des hautes eaux 1996. Les valeurs du deuterium se situent entre -98.1 %c (piézomètre P22) et -106.7 %o (P33) en août 1996. En comparaison, les valeurs de mars 1997 varient entre -97.2 %o (P22) et -108.0 %o (P33). Evolution temporelle au cours d'un cycle hydrologique Une étude de l'évolution temporelle des isotopes stables a pour but d'observer les variations saisonnières du régime souterrain d'un point de mesure, ainsi que de déterminer son origine hydrogéologique et son temps de réaction aux événements pluvieux. Lors d'un cycle hydrologique complet, les isotopes stables de l'eau (18O et D) ont été analysés mensuellement pour une sélection de cinq points de mesure (P12, P13, P52, Q6 et le Rhône). Les valeurs de ô1 O des eaux des alluvions fluviatiles du Rhône (P12 et P13) s'échelonnent entre -14.39 et -14.70 %o, alors que celles de la source sulfatée Q6 du versant sud varient entre -14.02 et -14.12 %o (figure 62). Les valeurs les plus élevées ont été retrouvées dans les eaux du piézomètre P52 à l'intersection des alluvions du Rhône et du cône de l'Illgraben. Ces valeurs M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 112 PARTIE II : Investigations hydrochimiques sont comprises entre -13.80 et -14.29 %o. Malgré les faibles variations saisonnières des teneurs en oxygène-18 et deuterium, elles confirment les processus rapides de dilution des eaux souterraines de l'aquifère alluvial du Rhône par l'apport d'eau infiltrée du fleuve (figure 62). Ces processus ont été déjà mis en évidence avec l'interprétation des fluctuations des paramètres physico-chimiques (cf. Chapitre II.3.5). Les eaux du piézomètre P13 suivent les variations isotopiques du cycle hydrologique des eaux du Rhône. En effet, l'oxygène-18 et le deuterium révèlent qu'en période de hautes eaux l'augmentation de l'altitude de la zone de recharge du bassin versant du Rhône est responsable d'une diminution de la minéralisation des eaux souterraines. L'éventail des valeurs isotopiques des eaux dans les alluvions fluviatiles du Rhône est inférieur à celui des teneurs mesurées dans le Rhône à cause des processus de mélange et d'un temps de réaction plus lent dans l'aquifère. Le cycle isotopique des eaux du piézomètre P12 est décalé d'environ sept semaines par rapport à celui du P13, qui sont séparés de 390 m. Ce phénomène de décalage du cycle isotopique reflète les hétérogénéités locales de conductivité hydraulique. Le piézomètre Pl2 se situe dans une bande étroite au centre des alluvions fluviatiles du Rhône qui est considérée comme un bras mort fossile du Rhône comblé par des sédiments argilo-sableux (cf. Chapitre II.3.2.5). Par contre, le piézomètre Pl3 se trouve entre cette bande étroite au sud et le Rhône au nord. -13.50 S« -14.50 K) -15.50 -16.00 01/04/98 01/06/98 01/08/98 01/10/98 01/12/98 31/01/99 02/04/99 a) • Le Rhône -16.00 -\ 01/11/96 01/01/97 03/03/97 03/05/97 03/07/97 02/09/97 02/11/97 b) ¦P12 -B-P13 ¦P52 -Q6 Figure 62 : Variations temporelles des teneurs de l'oxygène-18 pour trois piézomètres (P12, P13, P52) et une source (Q6) entre novembre 1996 et octobre 1997, ainsi que pour le Rhône entre avril 1998 et mars 1999. La droite traitillée donne la moyenne annuelle de l'oxygène-18 du Rhône. Les variations isotopiques du Rhône sont inversées par rapport au cycle des précipitations, avec un minimum en hiver et un maximum en été, et reflètent deux processus (SCHOTTERER et al. 1995): • Dans une région géographiquement bien définie comme le Valais, la composition isotopique moyenne des précipitations montre une dépendance linéaire de l'altitude et de la température. Pour une altitude plus élevée, donc à plus basse température, les précipitations M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 113 sont appauvries en isotopes lourds. En été, la fonte des neiges en haute montagne fournit une eau appauvrie en oxygène-18 qui alimente le Rhône. • L'activité hydroélectrique retient fortement dans les lacs l'eau de la fonte des neiges qui contient de faibles teneurs en oxygène-18. Les barrages libèrent plus ou moins régulièrement toute l'année ces eaux de fonte. A Finges, la moyenne annuelle de l'oxygène-18 du Rhône est -14.60 %o, alors que la moyenne annuelle du deuterium est -106.1 %o (figure 62). Les valeurs de l'oxygène-18 et du deuterium de la source Q6 ne montrent que de très faibles variations temporelles. Elles représentent isotopiquement une composition moyenne des trois apports d'eau : eau sulfatée de l'aquifère triasique, eau d'infiltration et eau infiltrée de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis (cf. Chapitre II.3.5.4). La valeur moyenne de -14.07 %o de la source Q6 ressemble à celle mesurée par Dubois (1993) pour les eaux sulfatées calciques émergeant des roches évaporitiques du versant sud. Les eaux souterraines donnent en général une réponse atténuée et homogénéisée des entrées du Rhône et des précipitations à fortes variations isotopiques. Elles sont donc représentatives d'une période plus longue qu'un événement pluvieux. De plus, les eaux souterraines ont pu subir au cours de leur cheminement des processus d'evaporation et surtout de mélange. Relation entre l'oxygène-18 et le deuterium Dans les précipitations, la concentration en isotopes stables (oxygène-18 et deuterium) varie essentiellement en fonction de la distance d'un océan ou d'une mer, de l'altitude et de la latitude. Pour les eaux des précipitations, une corrélation linéaire positive existe entre l'oxygène-18 et le deuterium. Cette corrélation linéaire s'appelle droite mondiale des eaux météoriques (YURTSEVER & GAT 1981). Elle possède l'équation suivante : 5D (%o) = 8.2 * O18O (%o) + 10.8 (5) Trois phénomènes principaux peuvent causer d'une déviation depuis cette droite mondiale des eaux météoriques (FRITZ & FONTES 1980) : • L'évaporation intense; • L'échange isotopique eau - roche à haute température; • Des précipitations provenant d'une mer intérieure, telle que la Méditerranée, qui entraînent l'alignement des points isotopiques sur une autre droite. La figure 63a montre la relation entre l'oxygène-18 et le deuterium en période des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1997 à Finges, tandis que les valeurs mensuelles des isotopes stables obtenues pour les piézomètres P12, P13, P52, la source Q6 et le Rhône sont représentées sur la figure 63b. Les analyses isotopiques se situent entre la droite mondiale des eaux météoriques (YURTSEVER & GAT 1981) et la droite pour le nord et le centre de la Suisse (KULLIN & SCHMASSMANN 1991). A l'exception de quelques valeurs des basses eaux 1997 et du piézomètre P52 qui se trouvent au-dessous de la droite mondiale. En général, en période des basses eaux 1997, les valeurs en oxygène-18 sont nettement plus faibles qu'en période des hautes eaux 1996. Ce sont surtout les valeurs isotopiques des piézomètres au pied du versant sud (P52, SA-12, P15) qui se situent en période des basses eaux 1997 au-dessous de la droite mondiale des eaux météoriques (figure 63a). Ces piézomètres sont alimentés par l'eau des précipitations et, par conséquent, leur composition isotopique suit les variations saisonnières des précipitations. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 114 PARTIE II : Investigations hydrochimiques a) -95 -100- -105 O (O -110 -115 -120 nord et centre de la Suisse droite mondiale des eaux météoriques -16.00 -15.50 -15.00 -14.50 -14.00 518O (%.) -13.50 -13.00 -12.50 o HE 1996 «BE 1997 b) -95 -100 nord et centre de la Suisse -105 -- -110 - -120 intervalle de mesure droite mondiale des eaux météoriques -16.00 -15.50 -15.00 -14.50 -14.00 -13.50 -13.00 -12.50 518O (%.) ? P12 dP13 AP52 oQ6 »Le Rhône Figure 63 : Relation entre l'oxygène-18 et le deuterium, a) Hautes eaux 1996 et basses eaux 1997; b) Mesures mensuelles des isotopes stables de l'eau des piézomètres P12, P13, P52, de la source Q6 et du Rhône. L'erreur de mesure de l'oxygène-18 est de l'ordre de ±0.15 %o, alors que celui du deuterium est de ±1.5 %o. Les eaux ne s'alignent pas parfaitement le long de la droite mondiale des eaux météoriques, ce qui indique une origine météorique modifiée. Les droites de régression des isotopes stables de l'eau ont été déterminées pour les eaux de la source Q6 et les piézomètres P12, P13 et P52. Les pentes de ces droites locales sont de 3.1 pour le piézomètre P12, 3.6 pour le P52,4.5 pour le P13 et 12.1 pour la source Q6. Les pentes des trois piézomètres sont inférieures à celle de la droite mondiale des eaux météoriques, qui est de 8.2 (YURTSEVER & GAT 1981), et ressemblent à des droites d'évaporation. Un faible excès en deuterium apparaît systématiquement au cours des analyses isotopiques de ces quatre points de mesure. Les valeurs moyennes de l'excès en deuterium varient entre 11.5 pour le P52 et 13.2 pour le P12, au lieu de la constante égale à 10.8 M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 115 propre à la relation de YURTSEVER & GAT (1981). Les valeurs des isotopes stables obtenues pour les eaux du Rhône sont plus ou moins alignées sur la droite des eaux valables pour le nord et le centre de la Suisse (KULLIN & SCHMASSMANN 1991). Cette droite possède l'équation suivante : ÔD (%„) = 7.55 * 518O (%c) + 4.8 (6) Relation entre l'oxygène-18 et l'altitude En hydrogéologie, l'utilisation la plus fréquente de l'oxygène-18 et du deuterium se base sur la relation linéaire entre l'altitude moyenne du bassin versant d'une source et les isotopes stables de l'eau. Parce que l'importance des processus de fractionnement isotopique augmente à faible température, l'appauvrissement des précipitations en isotopes lourds s'accroît lorsque les nuages montent en altitude. Le contrôle du fractionnement isotopique par la température explique aussi pourquoi la neige est appauvrie en oxygène-18 et en deuterium par rapport à la pluie. Une nouvelle relation entre l'oxygène-18 et l'altitude a été recherchée, car les altitudes moyennes des zones d'infiltration calculées avec différentes formules existantes n'ont pas correspondu à celles obtenues pour le secteur du Bois de Finges. La nouvelle relation calculée pour la zone du Bois de Finges possède l'équation suivante (R2 = 0.938) : O18O = -0.001 * ait -12.89 (7) Le tableau 15 montre les huit points de mesure avec lesquels la relation ci-dessus a été obtenue. Les altitudes moyennes de la zone d'infiltration ont été estimées à partir de la carte topographique. L'altitude moyenne est calculée comme la moyenne entre l'altitude d'émergence et du point le plus haut de la zone d'infiltration. Les valeurs de l'oxygène-18 utilisées correspondent à une valeur moyenne entre les hautes eaux 1996 et les basses eaux 1997. A l'exception des valeurs de la source Q6 et du piézomètre P52, qui représentent une valeur moyenne sur 11, respectivement 12 échantillons d'un cycle hydrologique. De plus, en novembre 1996, un échantillon d'eau a été prélevé au drain 80 de la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis (annexe 8). Tableau 15 : Points de mesure utilisés pour calculer la relation entre l'oxygène-18 et l'altitude pour le secteur du Bois de Finges. Les points de mesure sont classés par ordre décroissant de l'altitude moyenne de la zone d'infiltration. Nom O18O Nombre de valeurs Altitude moyenne (%«) (m s/mer) Piézomètre P29 -13.89 2 1000 Piézomètre SA-13 -13.98 2 1050 Source Q6 -14.07 11 1200 Piézomètre P52 -14.05 12 1200 Piézomètre SA-11 -14.21 2 1350 Piézomètre SA-IO -14.21 2 1350 Piézomètre SA-12 -14.20 2 1350 Drain 80, nouvelle -14.41 1 1450 galerie d'amenée La figure 64 montre la relation entre l'oxygène-18 et l'altitude du secteur du Bois de Finges, obtenue à l'aide de huit points de mesure, en comparaison avec différentes formules existantes : Valais (SCHOTTERER et al. 1995), Col du Rawyl (SCHOTTERER et al. 1978) et Alpes Bernoises (KULLIN & SCHMASSMANN 1991). De plus, les valeurs de l'oxygène-18 du Rhône analysées dans le Bois de Finges ont été dessinées par rapport à l'altitude moyenne du bassin versant du M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 116 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Rhône pour Ia station de jaugeage à Sion (OFEFP 1997). Les valeurs de l'oxygène-18 du Rhône de la figure 64 correspondent à une valeur minimale, moyenne et maximale sur 12 échantillons d'un cycle hydrologique. Pour le canton du Valais, une seule relation entre l'oxygène-18 et l'altitude moyenne a été retrouvée dans une recherche bibliographique (SCHOTTERER et al. 1995). Malheureusement, SCHOTTERER et al. (1995) ne décrit pas sur quelles informations leur relation est basée (nombre de points utilisés, site d'échantillonnage). En effet, cette relation du Valais de SCHOTTERER et al. (1995) ne coupe pas les concentrations isotopiques du Rhône. Figure 64 : Relation entre l'oxygène-18 et l'altitude pour le secteur du Bois de Finges, ainsi que le Valais (SCHOTTERER et al. 1995), le Col du Rawyl (SCHOTTERER et al. 1978) et les Alpes Bernoises (KuiXlN & Schmassmann 1991). La relation du Bois de Finges se repose sur huit points de mesure (tableau 15). Les valeurs de l'oxygène-18 du Rhône (minimale, moyenne, maximale), mesurées dans le Bois de Finges, sont dessinées par rapport à l'altitude moyenne du bassin versant du Rhône à Sion. L'altitude des zones d'infiltration a été calculée avec différentes formules (Valais, Col du Rawyl, Alpes Bernoises et par la relation de cette étude). Les valeurs de O18O utilisées dans ces calculs sont des valeurs minimales, moyennes et maximales, calculées pour les eaux de la source Q6 et les piézomètres P12, P13 et P52 sur la base des analyses de cette étude (tableau 16). Les altitudes moyennes des zones d'infiltration, obtenues par les quatre formules ci-dessus (tableau 16), montrent des importantes différences. La difficulté d'utiliser des gradients isotopiques locaux et régionaux est due à la complexité de provenance des précipitations liées aux directions principales des vents qui provoquent des mélanges isotopiques et d'autres effets perturbateurs associés à la succession de chaînes et de vallées. C'est pourquoi qu'une relation entre l'oxygène-18 et l'altitude n'est valable que sur une échelle locale ou régionale. Les formules du Col du Rawyl et des Alpes Bernoises se reposent surtout sur des précipitations venant de l'ouest depuis l'Atlantique. Par contre, le secteur du Bois de Finges est influencé, en particulier, par des précipitations d'origine méditerranéenne. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 117 Tableau 16 : Altitudes minimales, moyennes et maximales en m s/mer des zones d'infiltration en distance croissante vers le Rhône, calculées avec différentes formules pour 518O. Nom O18O A B C D (nombre d'échant.) Q6 Minimum -14.02 960 2573 2305 1130 (H) Moyenne -14.07 983 2601 2334 1180 Maximum -14.12 1007 2629 2364 1230 P52 Minimum -13.80 855 2451 2176 910 (12) Moyenne -14.05 974 2590 2323 1160 Maximum -14.29 1088 2723 2464 1400 P12 Minimum -14.39 1135 2779 2523 1500 (12) Moyenne -14.53 1202 2857 2605 1640 Maximum -14.70 1283 2951 2705 1810 P13 Minimum -14.49 1183 2834 2581 1600 (12) Moyenne -14.57 1221 2879 2628 1680 Maximum -14.64 1254 2918 2670 1750 Rhône Minimum -14.00 940 2551 2281 1110 (H) Moyenne -14.60 1240 2901 2652 1710 Maximum -15.90 1872 3641 3434 3010 A SCHOTTERER et al. 1995 (Valais, 8 O = -0.0021 * ait - 12.0), B SCHOTTERER et al. 1978 (Col du Rawyl, ait = -556 * 8'8O -5222), C KULLIN & SCHMASSMANN 1991 (Alpes Bernoises, 818O = -0.0017 * ait -10.1) et D cette étude. Relation entre l'oxygène-18 et le sulfate Dans le Bois de Finges, les fortes concentrations en sulfate dissous dans l'eau sont considérées comme la marque de l'influence des roches évaporitiques du Trias de la Nappe des Pontis. Par contre, l'oxygène-18 est considéré comme l'indicateur de l'influence des eaux de précipitations tombant sur le versant sud, ainsi que des eaux infiltrées du Rhône. Dans l'aquifère alluvial du Rhône, le sulfate et l'oxygène-18 ont été traités comme des traceurs naturelles conservatifs. La relation entre l'oxygène-18 et le sulfate dissous permet de déterminer l'origine des eaux et les mélanges d'eau dans l'aquifère. La figure 65a montre la relation entre l'oxygène-18 et la concentration du sulfate mesurée sur les hautes eaux 1996, alors que la figure 65b présente la relation similaire pour un cycle hydrologique complet des piézomètres P12, P13, P52, la source Q6 et le Rhône. La relation entre l'oxygène-18 et les concentrations du sulfate met en évidence que les eaux souterraines reflètent des mélanges entre l'eau sulfatée du versant sud et l'eau peu minéralisée du Rhône. La corrélation positive, existant entre l'oxygène-18 et le sulfate pour les échantillons des hautes eaux 1996, sera représentée par la droite d'équation suivante : O18O (%o) = 0.0004 * SO4 (mg/1) -14.66 (8) Cette équation (R2 = 0.746, sans les piézomètres P22 et P29) permet d'extrapoler une valeur isotopique d'eau de -13.95 %o pour une eau sulfatée provenant de l'aquifère triasique du versant sud qui contient 1781 mg/1 de sulfate (piézomètre SA-8). La valeur élevée de 518O égale à -13.41 %o du piézomètre P22 se situant entre les lacs de l'éboulement de Sierre indique une infiltration des eaux du Grossee. Les eaux des lacs subissent une evaporation plus importante en été et sont enrichies en oxygène-18 à cette saison. C'est pourquoi que la valeur du piézomètre P22 n'a pas été prise en compte pour le calcul de la droite de corrélation. Finalement, le piézomètre P29 n'a pas été pris en considération, car il est rechargé par des eaux émergeant des calcaires dolomitiques de l'écaillé de Beauregard du versant sud (cf. Chapitre II.3.2.4) et, par conséquent, ses eaux ne montrent pas de relations chimiques et hydrauliques avec les roches évaporitiques du Trias (anhydrites et gypse). M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 118 PARTIE II : Investigations hydrochimiques a) -13.00 -13.50 O s? 3" -14.00 OO -14.50 b) -15.00 -13.60 -13.80 -14.00 ¦-• I-£hP22 -- i y™ T* "TTrTm I pq------------HH ^J^ ffï > j> rF H--------------1--------------1--------------1--------------1--------------1--------------1------------- 200 400 600 800 1000 SO4 (mg/l) 1200 1400 1600 1800 6«, O -14.20 5 m). Pour le pôle des eaux sulfatées, la concentration en tritium a été choisie en respectant les observations hydrogéologiques et hydrochimiques suivantes : l'eau doit être saturée en gypse, se situer dans la zone d'exutoire de l'aquifère triasique du versant sud, être dépourvue de la recharge du Rhône ou de la galerie d'amenée Finges - Chippis, posséder de faibles variations saisonnières ainsi un temps de transit important et une analyse de tritium. C'est le piézomètre SA-12 qui rempli le mieux ces conditions. Les résultats sont présentés dans le tableau 17. Tableau 17 : Proportions d'eau de l'aquifère alluvial du Rhône et de l'eau sulfatée du versant sud dans la zone de mélange, calculées avec un modèle à deux composantes pour la concentration en tritium lors des périodes de hautes eaux et basses eaux 1998. Les résultats sont classés avec la distance croissante depuis la zone d'infiltration du Rhône au nord-est. L'incertitude des mesures de tritium est dans l'ordre d'un écart type et par conséquent, l'incertitude des mélanges d'eau calculés se situe entre 20 et 30 %. Nom Distance d'infiltration SO4 JH % d'eau de l'aquifère % d'eau sulfatée du Rhône (m) (mg/1) (UT) alluvial du Rhône du versant sud Hautes eaux (juillet 1998) P56 510 278 13.6 100 0 P13 810 299 12.8 92 8 P12 1250 352 8.8 54 46 PlIb 1440 1181 4.8 15 85 SA-12 1660 1476 3.2 0 100 Basses eaux (février 1998) P13 810 188 13.6 100 0 P12 1250 137 12.0 82 18 PIl 1440 1205 6.4 18 82 SA-12 1660 1591 4.8 0 100 Les pourcentages d'eau ont été seulement calculés pour les piézomètres se situant entièrement dans l'aquifère alluvial du Rhône. Les autres piézomètres, coupant plusieurs lithologies géologiques, ne représentent pas le système à deux composantes entre l'eau de l'aquifère alluvial et l'eau sulfatée. La proportion d'eau de l'aquifère alluvial du Rhône diminue du fleuve vers le versant sud. Le régime souterrain de la partie de l'aquifère alluvial du Rhône au nord est dominé par la recharge d'eau du Rhône au nord-est, tandis que la partie de l'aquifère au sud est caractérisée par un apport d'eau sulfatée venant du versant. Un autre modèle à deux composantes a été appliqué pour estimer le pourcentage des pertes d'eau de l'ancienne galerie Finges - Chippis dans les eaux de la source sulfatée Q6. Le chapitre II.3.5 a bien mis en évidence la recharge d'eau de cette source par l'ancienne galerie. Le résultat en période des hautes eaux 1998 est présenté dans le tableau 18. Les eaux infiltrées de la galerie d'amenée dans l'aquifère triasique sont rapidement enrichies en calcium et en sulfate le long de leur cheminement à cause de la solubilité élevée de !'anhydrite et M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 121 du gypse. Dans ce cas avec une dissolution rapide de !'anhydrite et du gypse, le sulfate dissous dans l'eau ne peut pas être utilisé comme traceur pour calculer de mélanges d'eau. En effet, ceci est différent par rapport au cas dans l'aquifère alluvial du Rhône, dans lequel le sulfate a été considéré comme un traceur conservatif sans dissolution et précipitation de l'anhydrite et du gypse (cf. Chapitre II.3.2.4). Par contre, les eaux infiltrées de la galerie d'amenée semblent conserver la concentration en tritium le long de leur cheminement dans l'aquifère triasique. Tableau 18 : Proportions d'eau des pertes de l'ancienne galerie Finges - Chippis et de l'eau sulfatée du versant sud, calculées avec un modèle à deux composantes pour la concentration en tritium de la source sulfatée Q6 (juillet 1998). Nom SO4 JH % d'eau du Rhône % d'eau sulfatée (mg/1) (UT) de la galerie du versant sud Le Rhône 12 8.0 100 0 Q6 1550 5.6 50 50 SA-12 1476 3.2 0 100 Pour conclure, la source sulfatée Q6 a été fortement alimentée en période des hautes eaux 1998 par les pertes d'eau de l'ancienne galerie Finges - Chippis. Cette recharge d'eau peu minéralisée de l'ancienne galerie a probablement été dans l'ordre de 50 % du débit total de la source. Temps de séjour souterrain Dès l'instant où une eau de surface s'infiltre dans le sous-sol, elle est soustraite à l'adjonction de tritium d'origine atmosphérique. A partir de ce moment, la concentration en tritium commence à décroître de manière exponentielle. La teneur en tritium analysée à l'émergence peut être utilisée pour calculer le temps de séjour souterrain de l'eau, si l'on dispose d'une chronique des teneurs annuelles dans les précipitations depuis les années 1950. Le tritium des eaux souterraines n'est pas significativement affecté par des processus physico- chimiques. Il est donc un traceur naturel conservatif pour lequel le temps de transit est égal à celui de l'eau. De nombreux modèles numériques permettent de calculer le temps de transit et le taux de renouvellement (RICHTER et al. 1993, IAEA 1997). Deux modèles sont fréquemment utilisés pour la datation des eaux souterraines : le modèle d'écoulement par piston, qui admet qu'il n'y a pas de mélange des précipitations annuelles dans le sous-sol, et le modèle du mélange exponentiel qui est basé sur l'hypothèse que chaque volume d'eau infiltré se mélange parfaitement avec l'eau du réservoir. Une seule valeur de tritium de 3.2 UT, mesurée à l'émergence de l'aquifère triasique du Gorwetschgrat (piézomètre SA-12), ne permettait pas de calculer le temps de séjour à l'aide d'un modèle numérique. Cette faible valeur rapportée à celle de la concentration moyenne annuelle des précipitations de la station SMA de Sion, qui a diminué de 17.8 UT en 1995 à 13.0 UT en 1997, indique probablement un temps de séjour de plusieurs dizaines d'années pour l'eau de l'aquifère triasique. Cependant une certaine quantité d'eau superficielle récente est vraisemblablement liée aux conditions de l'émergence. Pour les eaux de l'aquifère triasique, un modèle couplé (modèle par piston et modèle de mélange) pourrait être envisagé, si l'on dispose d'une série de mesures au cours du temps. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 122 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 3.7.3 Radon-222 Généralités OOO 00£ Le radon Rn, un gaz noble, est un produit radioactif du radium Ra avec une période de 0"5C demi-vie de 3.8 jours. Ce dernier est un produit radioactif de l'uranium U dont la demi-vie 000 *)0f\ atteint 1620 ans. L'unité de mesure du radon Rn est Bq/1. La quantité du radium Ra dans un aquifère est déterminée par la composition chimique du matériel et de l'eau ainsi par l'activité tectonique, car le radium 226Ra possède la tendance de s'enrichir le long des surfaces de failles (FOLGER et al. 1996). Le radon 222Rn est transporté, soit par l'air, soit par l'eau. Selon Wong et al. (1992) le processus de sorption du radon 222Rn dans les dépôts sédimentaires augmente avec la concentration de la matière organique. Types d'eau A partir des analyses du radon 222Rn, les eaux du Bois de Finges peuvent être groupées en quatre classes. • Eaux de surface. Les eaux de surface (par exemple le Rhône) sont en équilibre avec l'atmosphère et, par conséquent, le radon est dégazé. • Eaux souterraines de dépôts peu perméables. Les eaux souterraines logeant dans les dépôts lacustres et marécageux ou dans les dépôts des éboulis du Gorwetschgrat montrent une concentration du radon plus faible que 1 Bq/1. Ces faibles valeurs sont probablement dues à un écoulement souterrain lent (P14, P15) et à un dégazage du radon (SA-11). • Aquifère alluvial du Rhône. Les eaux souterraines circulant dans les graviers sableux de l'aquifère alluvial du Rhône sont caractérisées par une concentration du radon entre 8 et 14 Bq/1. • Eaux de l'aquifère triasique. Les eaux sulfatées émergeant de l'aquifère triasique karstique montrent une concentration du radon entre 20 et 47 Bq/1. La concentration du radon d'une source karstique est fonction du débit (SURBECK & ElSENLOHR 1995). La valeur du radon la plus élevée (47.0 Bq/1) est mesurée dans le drain 80 de la nouvelle galerie Finges - Chippis à une distance de 1777 m depuis le portail est, ce qui correspond à une profondeur d'environ 350 m dans le versant sud. Ce drain collecte une eau fortement minéralisée (2300 u,S/cm) dans une zone à cornieules (cf. Chapitre II.2.8). Le remplissage des conduits karstiques dans ces cornieules est enrichi en hydroxydes de fer et donc en radium 226Ra, adsorbé à la surface des grains, et en radon 222Rn, qui est bien soluble dans l'eau. Variations saisonnières Lors des campagnes mensuelles de prélèvements chimiques et isotopiques, le radon 222Rn a été analysés sur 10 points de mesure pour étudier sa évolution temporelle au cours de trois cycles hydrogéologiques complets et pour observer l'influence de fortes précipitations sur sa concentration. La figure 66 montre les variations saisonnières de la concentration du radon Rn pour deux sources et quatre piézomètres. Les variations saisonnières du radon dans les eaux de l'aquifère alluvial du Rhône sont très faibles (piézomètres P12 et P13). Par contre, les eaux sulfatées de la source QD-2 drainée sous la route cantonale et du forage artésien SA-12 montrent d'importantes variations saisonnières du radon, liées à des événements pluvieux. Lors d'une crue, la concentration du radon à la source QD-2 diminue avec l'apport d'eau des précipitations. Il faut dire qu'un intervalle d'échantillonnage d'un mois est trop important pour étudier le détail des crues à court terme à l'aide du radon 22Rn avec une demi-vie de 3.8 jours. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 123 ¦Q6 ¦QD-2 -P12 ¦P13 ¦o- - SA-11 -SA-12 Figure 66 : Variations saisonnières de la concentration du radon 222Rn pour deux sources (Q6, QD-2) et quatre piézomètres (P12, P13, SA-Il, SA-12). L'erreur d'analyse du radon consiste en deux écart types environ. Pour le piézomètre SA-Il, le radon 222Rn possède un comportement différent de tous les autres points de mesure (figure 66). Ce piézomètre, se situant au sud de la Ferme de Finges, coupe sur les premiers 4.50 m les éboulis du Gorwetschgrat, ensuite le cône de l'Illgraben sur 9 m. Il est entièrement crépine dans les dépôts du cône de l'Illgraben (figure 6), dont la perméabilité a été déterminée par un essai de pompage (K = 3.7 * 10"4 m/s, CLAVlEN 1987). Les valeurs du radon Rn des eaux souterraines, représentées sur la figure 66, ont été mesurées au repos. Lors d'un événement pluvieux, la concentration du radon atteint une valeur entre 30 et 40 Bq/1. Après la crue, la concentration du radon dans les eaux du piézomètre diminue progressivement par dégazage et désintégration radioactive pour tomber sous la limite de détection (< 0.7 Bq/1). Lors d'un événement pluvieux suivant, la concentration du radon augmente de nouveau rapidement. L'eau des crues doit traverser des couches géologiques riches en radium Ra le long de son cheminement avant de recharger la zone du piézomètre SA-Il. La surface d'émersion au sommet des dépôts du cône de l'Illgraben, retrouvée dans le forage Plia, est caractérisée par des hydroxydes de fer et, par conséquent, peut présenter une telle couche riche en radium Ra. Echantillon d'eau représentatif Comme l'exemple du piézomètre SA-11 le montre, l'eau dans un piézomètre ne représente pas forcément les conditions chimiques de l'aquifère. La concentration du radon 222Rn, étant un paramètre facile à déterminer dans le terrain et dans le laboratoire, c'est un outil bon marché pour définir le moment où un prélèvement d'eau serait représentatif de l'aquifère. L'évolution temporelle de la concentration du radon 222Rn a été donc observée dans les piézomètres SA-11 et P33, lors d'un essai de pompage de 30 min (figure 67). M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 124 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 222T Dans les eaux du piézomètre SA-Il, la concentration du radon " Rn est < 0.7 Bq/1 au repos avant l'essai de pompage. La concentration du radon augmente rapidement dans les eaux pompées (Qp0mpé = 42 1/min) et s'est presque stabilisée après une durée de 5 min. La conductivité électrique des eaux souterraines varie de 2600 au repos à 2590 u,S/cm après 25 min de pompage. En même temps, la température augmente de 11.8 à 12.7 0C. Pour prélever un échantillon d'eau représentatif dans le piézomètre SA-11, une petite pompe aspirante ou immergée est nécessaire. 10 15 durée (min) •SA-11 ¦P33 Figure 67 : Evolution temporelle de la concentration du radon Rn dans les eaux souterraines lors d'un essai de pompage de 30 min effectué dans les piézomètres SA-11 (42 1/min) et P33 (38 1/min). La concentration du radon 222Rn, mesurée dans les eaux du piézomètre P33 proche du canal des Fermes, ne montre qu'une faible différence entre l'état au repos (7.2±0.6 Bq/1) et l'état après 30 min de pompage (8.7 Bq/1). La stabilité de la concentration du radon s'explique probablement par un écoulement rapide et un dégazage faible dans les graviers sableux de l'aquifère alluvial du Rhône. Un échantillon d'eau représentatif dans ce piézomètre peut être prélevé en état de repos par un préleveur d'eau sans risque de fausser les mesures physiques et chimiques. Cet essai de pompage de courte durée n'a pas permis d'étudier les relations entre la nappe souterraine et le canal des Fermes (cf. Chapitre II.3.6). La concentration du radon 222Rn du canal lors de cet essai de pompage a été de 4.7 Bq/1. 222Rn le long du canal des Fermes Les points d'émergence du tronçon D2 - D4 du canal des Fermes ont été échantillonnés pour l'analyse du radon 222Rn sur les basses eaux 1999 (figure 68). En général, la concentration du radon est plus faible aux points d'émergence se situant sur la rive droite par rapport à ceux sur la rive gauche. La concentration du radon reflète probablement l'hétérogénéité géologique de l'aquifère alluvial du Rhône. Le radon Rn des eaux émergeant dans le canal des Fermes possède une faible corrélation positive avec la conductivité électrique et la température (figure 69). Ces corrélations positives peuvent indiquer une influence sur la concentration du radon des processus de mélange entre l'eau de l'aquifère du Rhône et l'eau sulfatée du versant sud, malgré la courte période de demi- vie du radon. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 125 i ë 16 14 12 10 8 6 4 2 0 O o o ?0°* ? Rive droite o Rive gauche O # ? ? t î P33 D3 100 200 300 400 distance depuis D2 (m) 500 600 Figure 68 : Profil du radon 222Rn des eaux émergeant sur le tronçon D2 - D4 du canal des Fermes (avril 1999). L'erreur d'analyse du radon est environ deux écart types. 500 1000 1500 conductivité (uS/cm) 2000 2500 température (0C) Figure 69 : Corrélation entre la concentration du radon 222Rn et la conductivité électrique, respectivement la température des eaux émergeant dans le canal des Fermes (avril 1999). L'erreur d'analyse du radon consiste en deux écart types environ. Finalement, la concentration du radon 222Rn a été mesurée dans le Lac de pompage qui alimente le canal des Fermes en amont du point de jaugeage D2 (figure 12). L'eau de ce lac possède une concentration du radon 222Rn de 30 Bq/1, alors que la conductivité des eaux de ce lac atteint 2630 uS/cm et la température 11.8°C (avril 1999). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 126 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 3.7.4 Uranium ^4U et "0U Dans le système eau - roche, la concentration et la distribution de l'uranium et de ses produits de la décroissance radioactive sont des indicateurs importants pour les processus du transport et de la fixation (PEARSON et al. 1991). Le 20 avril 1999, un échantillon d'eau a été prélevé au limnigraphe Ml se situant à la sortie du Lac de pompage (figure 2), pour une analyse de l'uranium 234U et 238U. Cet échantillon d'eau contient 250±50 Bq/1234U et 238U chacun. En général, la concentration de l'uranium des eaux, provenant des aquifères avec un milieu réduit, est inférieure à 0.1 ppb. Par contre, sous des conditions oxygénées, elle peut atteindre des importantes teneurs sous la forme UO22+. En effet, les modèles thermodynamiques (PEARSON et al. 1991) confirme l'importante dépendance de la solubilité de l'uranium par rapport au potentiel redox. Par conséquent, la concentration de l'uranium peut être utilisée comme un indicateur du potentiel redox dans les eaux souterraines. De plus, la concentration de l'uranium dans les eaux dépend de la présence de l'uranium dans les roches traversées par l'eau et de la présence des phases avec des forces importantes d'adsorption comme les hydroxydes de fer. L'eau du Lac de pompage, rechargé par une eau fortement minéralisée provenant des roches évaporitiques du versant sud, est enrichie en uranium 234U et 238U. La concentration en uranium mesurée à Finges de 250±50 Bq/1 est environ la moitié de celle mesurée dans les eaux minérales des sources de l'APROZ, se situant à Nandaz et émergeant des roches similaires (SURBECK 2000, communication orale). 3.7.5 Conclusions Les isotopes stables de l'eau (oxygène-18 et deuterium) et le tritium sont les seuls traceurs naturels pour lesquels le temps de transit du traceur est strictement égal au temps de transit de l'eau. Ils permettent d'étudier les relations entre les eaux de surface et les eaux souterraines, ainsi que de calculer la vitesse d'écoulement et les mélanges d'eau dans l'aquifère (CLARK & FRITZ 1997, SCHÜRCH & VUATAZ 2000). Les concentrations en oxygène-18 et en deuterium des eaux de l'aquifère alluvial du Rhône augmentent généralement du fleuve vers le versant sud, tandis que la concentration en tritium diminue avec la distance du Rhône. Les eaux de l'aquifère alluvial du Rhône représentent isotopiquement et chimiquement des mélanges d'eau entre une eau peu minéralisée infiltrée du Rhône avec une valeur moyenne de l'oxygène-18 de -14.65 %o et une eau sulfatée venant du versant sud avec une concentration en oxygène-18 de -13.95 %o. Les observations réalisées au piézomètre P52 se situant à la Ferme de Finges mettent en évidence une recharge d'eau du type bicarbonaté calcique provenant des précipitations tombant sur le cône de l'Illgraben. Cette eau bicarbonatée calcique, qui contient entre 200 et 400 mg/1 de sulfate, donne une valeur d'oxygène-18 de-13.60 %o. Le radon 222Rn, un gaz noble, est un paramètre isotopique permettant de déterminer les zones avec des écoulements souterrains et des processus de mélange rapides, car sa demi-vie de 3.8 jours délimite sa détection à environ 10 jours. De plus, les zones de décharge de la nappe souterraine dans le canal des Fermes ont été délimitées par le radon. La concentration du radon 222 Rn, étant un paramètre facile à déterminer dans Ie terrain et dans le laboratoire, c'est un outil bon marché pour définir le moment où un prélèvement d'eau serait représentatif de l'aquifère. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 127 3.8 Modélisation des processus hydrochimiques 3.8.1 Validation des différents modèles hydrochimiques Les résultats des modèles hydrochimiques dépendent essentiellement de la base de données thermodynamiques avec laquelle les calculs sont exécutés. Par exemple, le logiciel hydrochimique PHREEQCI utilise une seule constante d'équilibre logK25 = -17.09 pour la dolomite (CHARLTON et al. 1997). Dans la base de données du logiciel SOLMINEQ88, la dolomite est définie par une dolomite ordonnée logK25 = -18, et une dolomite non-ordonnée (protodolomite) avec logics = -16.5 (Kharaka et al. 1988). La méthode de calcul avec le logiciel SOLMINEQ88 amène à une sursaturation vis-à-vis de la dolomite ordonnée. Les indices de saturation en calcite, aragonite, dolomite, strontianite, gypse, anhydrite, magnesite, celestine et fluorine ont été calculés au moyen de trois logiciels hydrochimiques (tableau 19) : PHREEQCI, SOLMINEQ88 et NETPATH. Les calcules ont été effectués pour trois échantillons des hautes eaux 1996 : le Rhône, les piézomètres P12 et SA-12 (annexe 7). En général, les résultats les plus similaires ont été obtenus pour le gypse, l'anhydrite, la calcite et avec l'échantillon le moins minéralisé (le Rhône). Pour ce même échantillon, la fluorine, la celestine et la strontianite montrent un écart significatif. La fluorine est surestimée par SOLMINEQ88, alors que la celestine et la strontianite sont sous-estimées par SOLMINEQ88. De plus, les différences obtenues entre les trois logiciels augmentent en fonction de la minéralisation (SA-12). Il faut dire que le modèle PHREEQCI est uniquement applicable aux eaux avec une force ionique inférieure à celle de l'eau de mer d'environ 0.7. Par contre, SOLMINEQ88 permet de réaliser des calculs pour des eaux avec une force ionique jusqu'à 6.0. La base de données thermodynamique de PHREEQCI correspond à celle du logiciel NETPATH. Ces deux dernières bases de données ne calculent pas l'indice de saturation en magnésium. Tableau 19 : Comparaison des indices de saturation des minéraux sélectionnés calculés par PHREEQCI, SOLMINEQ88 et NETPATH pour trois échantillons des hautes eaux 1996. PHREEQCI SOLMINEQ88 NETPATH 2.13 Nom Rhône P12 SA-12 Rhône P12 SA-12 Rhône P12 SA-12 Date 7.8.96 6.8.96 5.8.96 7.8.96 6.8.96 5.8.96 7.8.96 6.8.96 5.8.96 Calcite -0.41 0.20 0.31 -0.41 0.20 0.32 -0.41 0.20 0.31 Aragonite -0.57 0.04 0.16 -0.57 0.04 0.17 -0.57 0.04 0.16 Dolomite -1.59 -0.18 0.00 -0.45 0.91 1.04 -1.59 -0.18 0.00 Strontianite -2.03 -1.17 -1.06 -2.03 -1.17 -1.04 -2.03 -1.17 -1.06 Magnesite - - - -1.72 -0.94 -0.89 - - - Gypse -2.87 -1.02 -0.06 -2.86 -1.03 -0.07 -2.87 -1.02 -0.06 Anhydrite -3.13 -1.28 -0.32 -3.31 -1.45 -0.47 -3.13 -1.28 -0.32 Célestine -3.35 -1.23 -0.26 -3.53 -1.43 -0.45 -3.35 -1.23 -0.26 Fluorine - -1.53 -0.31 - -1.15 -0.09 - -1.53 -0.31 3.8.2 Etat de saturation L'état de saturation est généralement exprimé par l'indice de saturation IS = log (K) - log (PI) avec K la constante d'équilibre et PI le produit ionique. Trois cas sont possibles : • IS < 0 signifie une sous-saturation d'une solution par rapport à un minéral; • IS = 0 indique un état de saturation; • IS > 0 démontre une sursaturation. La saturation est l'état d'équilibre entre un minéral et une solution, dépendant de la température et surtout du pH. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 128 PARTIE II : Investigations hydrochimiques Dans le système carbonate, le carbone entre dans le système aqueux essentiellement par deux sources différentes : par la mise en solution du gaz CO2 de l'air, du sol ou de l'aquifère et par la dissolution de minéraux carbonates (SlGG et al. 1992). Les espèces majeures du carbone dissous dans l'eau sont CO32', HCO3" et H2CO3. La distribution de ces espèces est contrôlée par le pH de la solution (DREVER 1982). Les résultats de la modélisation hydrochimique, obtenus avec le logiciel PHREEQCI, indiquent une sursaturation (IS = 0.1 à 0.4) par rapport à la calcite dans les eaux souterraines du Bois de Finges (figure 33). Cette sursaturation peut être expliquée de trois manières différentes selon le type d'échantillon. • La sursaturation apparente indique plutôt une perte de CO2 pendant l'échantillonnage qu'un déséquilibre effectif. Lors de l'échantillonnage par pompe aspirante ou préleveur de fond, un dégazage de CO2 se produit provoquant une augmentation du pH mesuré. Cette hypothèse se confirme par la perte en CO2 qui se manifeste souvent par la formation de bulles de gaz à l'émergence (P32/1, P32/2 et SA-IO). • La sursaturation apparente indique plutôt une perte de CO2 dans les piézomètres des dépôts peu perméables (P14, P17) et à l'exutoire des sources (Q6, QD-2). Dans ces deux cas, l'eau est en contact avec l'air pendant un certain temps et peut se dégazer partiellement. • La sursaturation indique une recharge supplémentaire en calcium après avoir atteint la saturation en calcite. La sursaturation résultante est seulement partiellement compensée par la précipitation de la calcite qui se manifeste par une diminution des teneurs en bicarbonate. L'apport supplémentaire du calcium provient surtout de la dissolution de l'anhydrite et du gypse. Le transfert de l'eau du milieu poreux dans un piézomètre ou à l'exutoire d'une source va réduire la pression partielle en CO2. Ceci conduit à un dégazage plus ou moins important de l'échantillon et à un nouvel équilibre de la pression partielle. Le dégazage est limité par la cinétique de diffusion du CO2. C02(gaz) <-—> C02(aq) (10) HCO3- <—-> C02(aq) + OH- (11) Ca2++ CO32" <—> CaC03(s) (12) Les réactions (10) (T1A = 0.03 s) et (11) (T1A = 28 min) établissent rapidement une pression partielle du CO2 dans l'échantillon inférieure à celle dans l'aquifère (SlGG et al. 1992). La saturation par rapport à la calcite est généralement atteinte rapidement dans l'évolution d'une eau naturelle. Dans l'aquifère, une hausse de la température au cours de l'infiltration en profondeur provoque une sursaturation et, par conséquent, une précipitation de calcite. Dans la plupart des eaux de l'aquifère alluvial du Rhône, le CO2 gazeux pour la dissolution de la calcite provient du sol par la respiration et la décomposition des plantes. Dans un système ouvert, la solution à saturation avec la calcite reste en contact avec un réservoir de CO2 infini. Dans un système fermé, le CO2 est consommé par la dissolution de la calcite et, s'il n'y a pas une recharge de H+, le pH croît rapidement (par exemple piézomètre P23). La source la plus importante de H+ est la dissolution d'acide carbonique. 3.8.3 Mélange d'eau En période des hautes eaux 1998, un modèle à deux composantes a été utilisé pour calculer les différentes eaux de mélange entre une eau peu minéralisée de l'aquifère alluvial du Rhône M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 129 (échantillon P56) et une eau sulfatée calcique venant du versant sud (échantillon SA-8). La composition chimique du forage SA-8 correspond à celle du pôle des eaux sulfatées calciques provenant des roches évaporitiques du versant sud, parce qu'elle remplit le mieux les conditions suivantes : l'eau doit être saturée en gypse, se situer dans la zone d'exutoire de l'aquifère triasique du versant sud, être dépourvue de la recharge du Rhône et de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis, posséder de faibles variations saisonnières et un temps de transit important. Le forage SA-8 n'a pas été choisi pour les calculs de mélange avec la concentration en tritium, parce qu'aucune valeur de tritium n'existait à cet endroit (cf. Chapitre II.3.7.2). A l'aide du logiciel PHREEQCI (CHARLTON et al. 1997), l'eau sulfatée calcique du forage SA-8 a été mélangée continuellement en proportions de 10 % avec l'eau de l'aquifère alluvial de la zone d'infiltration du Rhône (piézomètre P56), en faisant l'hypothèse simplificatrice qu'il n'y a pas de réactions physiques et chimiques dans l'aquifère. Le tableau 20 présente les conditions de départ du modèle à deux composantes. La fonction de mélange, calculée par le modèle à deux composantes, se base sur 11 points de simulation. Cette fonction simulée a été comparée avec les eaux analysées sur les hautes eaux 1996. La figure 70 représente graphiquement les concentrations des cations majeurs du calcium et du magnésium, ainsi que les indices de saturation en calcite et gypse, calculées pour les concentrations simulées et mesurées sur les hautes eaux 1996. Le diagramme Ca/S04 montre que les eaux souterraines des alluvions fluviatiles du Rhône sont alignées le long de la fonction de mélange simulée (figures 33 et 70). Par contre, le diagramme Mg/S04 indique que ces eaux sont enrichies en magnésium par rapport à la fonction de mélange. Les valeurs de l'indice de saturation en gypse calculées sur les échantillons d'eau ressemblent à celles simulées par le modèle à deux composantes. Ceci confirme, que, dans un premier approche, la concentration en sulfate des eaux souterraines des alluvions du Rhône peut être considérée comme un traceur naturel conservatif. Tableau 20 : Modèle à deux composantes pour calculer les différentes eaux de mélange dans l'aquifère alluvial du Rhône en période de hautes eaux (août 1998). Conditions de départ du modèle de simulation (PHREEQCI). Conditions de départ Résultats pour chaque % de mélange Echantillons P56, SA-8 (août 1998) % de mélange : 0, 10, 20, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 90, 100 sans réactions physiques et chimiques avec l'aquifère différenciation des espèces chimiques en solution; indices de saturation en gypse, anhydrite, calcite, aragonite, dolomite, celestine Sur les figures 71 et 72, la fonction de mélange a été comparée avec les eaux prélevées mensuellement, et avec leurs indices de saturation calculés pour les concentrations mesurées entre juin 1996 et mai 1999. Dans les diagrammes Ca/S04 et Sl-gypse/SCU, les eaux de la zone d'infiltration du Rhône (piézomètre P56) et au centre de la plaine alluviale (piézomètre P12) sont bien alignées sur la ligne de mélange du modèle. Ces deux piézomètres se trouvent entièrement dans les alluvions fluviatiles du Rhône. Par contre, les eaux ne sont pas alignées sur cette droite de mélange pour les indices de saturation en calcite et en dolomite. Le comportement différent des indices de saturation en calcite et dolomite par rapport à ceux en gypse s'explique par le fait que la proportion de la concentration du calcium issue de la dissolution de la calcite et de la dolomite est faible par rapport à celle issue de la dissolution du gypse et de l'anhydrite, car la solubilité du gypse est plus élevée que celle de la calcite et de la dolomite. De plus, le calcul de l'indice de saturation en calcite et en dolomite dépend fortement du pH mesuré dans le terrain. Par exemple, le pH des eaux du piézomètre P12 varie entre 7.45 en période de basses eaux et 8.15 en hautes eaux. Un dégazage du CO2 lors de l'échantillonnage avec une pompe aspirante peut fausser la valeur du pH mesurée. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 130 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 500 1000 1500 2000 500 1000 1500 2000 0.6 i • modèle o Aug-96 2000 2000 •modèle o Aug-96 Figure 70 : Diagrammes de concentration en mg/1 du calcium et du magnésium des points de mesure échantillonnées sur les hautes eaux 1996 et des indices de saturation en calcite et gypse présentés en fonction du sulfate (mg/1). La ligne représente la simulation du mélange entre une eau de l'aquifère alluvial du Rhône (échantillon P56) et une eau sulfatée (échantillon SA-8), qui a été calculée sur 11 points par un modèle à deux composantes (PHREEQCI). Ce modèle considère qu'il n'y a pas de réactions physico-chimiques dans l'aquifère alluvial du Rhône. La bonne corrélation positive entre la celestine SrSO4 et le sulfate confirme que la concentration en strontium des eaux souterraines provient de la dissolution de la celestine associée aux roches évaporitiques du versant sud. Les eaux sulfatées du forage artésien SA-12 au pied du versant sud et de la source Q6 se situent généralement aussi le long de la ligne de mélange simulée, mais elles sont enrichies en calcium et appauvries en magnésium. Lors des fortes précipitations, l'eau de la source Q6 est nettement sous-saturée en dolomite et beaucoup moins saturée en calcite qu'en période d'étiage. Par contre, la saturation en gypse ne varient que peu. Ceci reflète probablement la dissolution rapide du gypse et de !'anhydrite par rapport à la dissolution de la dolomite et de la calcite. Le piézomètre P52 se situe à la Ferme de Finges, où les alluvions fluviatiles du Rhône reposent sur les dépôts du cône de l'Illgraben (cf. Chapitre II.3.4.3). L'eau sulfatée, circulant dans les alluvions du cône de l'Illgraben, dissout la dolomite le long de son cheminement, alors que de la calcite est précipitée. Par conséquent, elle est fortement chargée en magnésium par rapport au calcium. Par contre, en période de crues, les eaux de ce piézomètre sont plus riches en calcium et en bicarbonate par rapport au magnésium et au sulfate, ce qui indique probablement un autre cheminement préférentiel dans des roches calcaires. En été, les eaux du piézomètre P33, situé à côté du canal des Fermes, sont faiblement minéralisées. Elles sont caractérisées par une sous-saturation en dolomite (400 - 1000 mg/1 SO4). Au cours de leur cheminement, ces eaux dissolvent surtout de la dolomite, du gypse et de l'anhydrite pour atteindre une saturation vis-à-vis de la dolomite (la concentration du sulfate est environ 1100 mg/1). Quand les eaux ont atteint la saturation en dolomite, elles ne peuvent que dissoudre du gypse, de l'anhydrite et de la celestine. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 131 0 300 600 900 1200 1500 1800 0 300 600 900 1200 1500 1800 0.6 r O O .¦* 300 600 900 1200 1500 1800 300 600 900 1200 1500 1800 0 300 600 900 1200 1500 1800 SO4 •modèle a P12 o P52 Q6 300 600 900 1200 1500 1800 SO4 ¦modèle à. P12 O P52 ¦ Q6 Figure 71 : Diagrammes de concentration en mg/1 du calcium et du magnésium des points de mesure échantillonnés mensuellement (P12, P52, Q6) et des indices de saturation en gypse, calcite, dolomite et celestine présentés en fonction du sulfate (mg/1). La ligne représente la simulation du mélange entre une eau de l'aquifère alluvial du Rhône (échantillon P56) et une eau sulfatée (échantillon SA-8), qui a été calculée sur 11 points par un modèle à deux composantes (PHREEQCI). Ce modèle considère qu'il n'y a pas de réactions physico-chimiques dans l'aquifère alluvial du Rhône. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 132 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 300 600 900 1200 1500 1800 300 600 900 1200 1500 1800 0.6 S 0.4 CU ü Ùi 0.2 0.0 m ° m A A \aa o o 0 "B^SF O "«> ¦_§¦ —A ^ o _^-Q--------,--------------,--------------,------------- 1.0 S 0.5 E I 0.0 T) OT -0.5 -1.0 «¦> ¦ à A JCz^Q ^r*"" O 300 600 900 1200 1500 1800 300 600 900 1200 1500 1800 0.0 -I .______ -0.5 --1.0 - ,92-^....."¦ ! j^ -cél /* OT .1 ^ - jf • A OD 0 300 600 900 1200 1500 18 SO4 -------modèle a P56 o P33 ¦ SA-12 300 600 900 1200 1500 1800 SO4 ¦modèle a P56 o P33 SA-12 Figure 72 : Diagrammes de concentration en mg/1 du calcium et du magnésium des points de mesure échantillonnés mensuellement (P56, P33, SA-12) et des indices de saturation en gypse, calcite, dolomite et celestine présentés en fonction du sulfate (mg/1). La ligne représente la simulation du mélange entre une eau de l'aquifère alluvial du Rhône (échantillon P56) et une eau sulfatée (échantillon SA-8), qui a été calculée sur 11 points par un modèle à deux composantes (PHREEQCI). Ce modèle considère qu'il n'y a pas de réactions physico-chimiques dans l'aquifère alluvial du Rhône. 3.8.4 Transfert de masse entre une eau infiltrée de l'ancienne galerie d'amenée et une eau sulfatée calcique de la source Q6 Comme l'étude des mesures en continu de la conductivité et de la température à la source Q6 a montré, l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis a exercé des effets hydrauliques et de dilution sur le comportement des eaux de la source Q6. Le but de cette simulation est de calculer le transfert de masse en mmol/kg H2O entre l'eau de la galerie et la source Q6 pour quantifier les M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 133 processus de dissolution et de précipitation dans l'aquifère triasique du versant sud. Le logiciel hydrochimique NETPATH (PLUMMER et al. 1993) a été choisi parce qu'il permet de modéliser l'évolution chimique d'une eau A vers une eau B le long d'une ligne d'écoulement en calculant les réactions chimiques avec les minéraux choisis : le transfert de masse est égal aux quantités dissoutes ou précipitées. Dans l'exemple choisi, l'eau peu minéralisée de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis s'infiltre, traverse les roches évaporitiques de la Nappe des Pontis (anhydrite, gypse, calcite, dolomite) et émerge à la source Q6. Lors de son cheminement, l'eau réagit avec les roches qu'elle rencontre. La dissolution du gypse, de la dolomite et delà calcite sont responsables de la minéralisation des eaux sulfatées calciques de la source Q6. Le tableau 21 montre les conditions de départ et les résultats obtenus par la simulation. Pour la simulation, les échantillons du Rhône et de la source Q6 du 26 mai 1998 ont été choisis, car à ce moment l'ancienne galerie a été entièrement remplie d'eau (environ 60 m3/s) et, par conséquent, on a considéré que les pertes de la galerie ont atteint leur débit maximale. Tableau 21 : Modèle de transfert de masse entre une eau infiltrée de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis et une eau de la source Q6 (état du 26 mai 1998). Conditions de départ et résultats du modèle réalisé avec NETPATH. Conditions de départ Résultats du modèle Echantillons (26.5.1998): Transfert de masse (mmol/kg H2O) : solution initiale = Rhône solution finale = Q6 gypse : +10.34 calcite : -2.84 Contraintes : dolomite : +1.73 C, Ca, Mg, Na, K, Sr, Cl NaCl : +0.07 celestine : +0.04 Phases : échange : +0.20 gypse (+), calcite (±), dolomite (±), NaCl (±), K-mont. : +0.09 magnesite (±), celestine (±), échange (±), magnesite : K-montmorillonite (±) + dissolution; - précipitation; ± dissolution ou précipitation. Les calculs du logiciel NETPATH donnent pour le transfert de masse entre une eau infiltrée de l'ancienne galerie d'amenée (122 p.S/cm) et une eau de la source Q6 (1881 (i,S/cm) 10.34 mmol/1 de gypse, 1.73 mmol/1 de dolomite et -2.84 mmol/1 de calcite. Le signe négatif du transfert de masse de la calcite indique une précipitation de la calcite. L'apport d'eau peu minéralisée de l'ancienne galerie d'amenée varie entre 50 et 300 1/min à la source Q6, suivant les variations saisonnières de la galerie (cf. Chapitre II.3.5.8). En considérant un débit maximal de 300 1/min à la source Q6 en période où la galerie atteint sont débit maximal (environ 60 m /s), les valeurs du transfert de masse correspondent à une dissolution de 280 t/an de gypse, 50 t/an de dolomite et à une précipitation de 45 t/an de calcite. La précipitation de la calcite provoque probablement une cimentation partielle non négligeable des conduits de l'aquifère triasique. La source Q6 est séparée des pertes de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis par une distance de 200 à 1000 m. Les pertes de la galerie sont probablement reliées avec la source Q6 par un décrochement, le long lequel les eaux infiltrées circulent. Le temps de séjour et le temps, où les eaux sont en contact avec les roches évaporitiques, dépendent surtout de la pression hydraulique contrôlée par le débit de la galerie d'amenée. 3.8.5 Commentaires Ce que l'on appelle en général modèle hydrochimique est un logiciel de simulation capable de gérer un grand nombre d'espèces chimiques en solution et de phases solides en équilibre thermodynamique avec une solution. Le résultat est donc celui obtenu si une ou plusieurs M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 134 PARTIE II : Investigations hydrochimiques solutions sont laissées en équilibre avec les minéraux durant un temps infini (PLUMMER 1992). En effet, une base de données est généralement obtenue au laboratoire et aura donc une signification limitée dans la réalité où les espèces chimiques n'ont pas exactement les mêmes constantes (moins pures, moins bien cristallisées). Les résultats des modèles hydrochimiques dépendent essentiellement de la base de données thermodynamiques avec laquelle les calculs sont exécutés. Les résultats obtenus se différencient donc selon le modèle utilisé. Le choix du modèle est essentiel, car chaque logiciel possède un domaine d'application un peu différent et des caractéristiques propres. La sélection se fait à partir des besoins spécifiques de l'étude. Il existe aussi des modèles géochimiques (PHREEQC-2, NETPATH) qui permettent de faire des réactions inverses : à partir d'une solution de départ et d'arrivée, le logiciel calcule les réactions intermédiaires qui interviennent dans l'aquifère (PLUMMER 1992). 3.9 Conclusions Différentes méthodes hydrochimiques ont été appliquées à l'aquifère alluvial du Rhône pour déterminer les types d'eaux chimiques, ainsi que leur distribution spatio-temporelle et leurs relations avec la lithologie. Les méthodes utilisées sont l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, la diagraphie multiparamètres, les isotopes, l'enregistrement en continu des paramètres physico-chimiques et la modélisation hydrochimique. La figure 73 présente l'ensemble des méthodes hydrochimiques utilisées et les paramètres déterminés sous forme d'un organigramme. Une diagraphie physico-chimique, exécutée à l'aide d'une sonde multiparamètres, permet d'observer l'évolution verticale des différents paramètres considérés et de localiser la position des couches géologiques correspondantes. La concentration des composantes dans l'eau, mesurée au repos, reflète un équilibre avec les minéraux de l'environnement, alors que les mesures effectuées lors d'un essai de pompage déterminent plutôt les zones de recharge. Cependant, pour donner un maximum d'information, une diagraphie multiparamètres nécessite des piézomètres crépines sur toute la longueur de l'aquifère. L'étude des traceurs naturels comme le sulfate, l'oxygène-18, le deuterium et le tritium permet de surveiller les relations entre les eaux souterraines, les eaux de surface et les précipitations. De plus, les traceurs naturels représentent un outil performant pour déterminer la vitesse d'écoulement souterrain, le temps de séjour et les mélanges d'eau dans l'aquifère. Finalement, un logiciel de modélisation hydrochimique calcule l'état de saturation des eaux par rapport aux minéraux présents. De plus, il indique les réactions physico-chimiques qui interviennent dans l'aquifère, et quantifie le transfert de masse et les mélanges d'eau. La validation des données chimiques demande normalement un travail important et est absolument indispensable pour la qualité des résultats du traitement des données. La validation des données a été réalisée par le calcul des balances ioniques, ainsi que par les échantillons à double et répétés entre les séries d'analyse. Le traitement des données a été fait sous forme de cartes, graphiques, tableaux et modèles. A l'aide de l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, la répartition spatiale horizontale et verticale a été observée pour les paramètres physiques et chimiques des eaux souterraines. A partir de cette distribution spatiale des paramètres physico-chimiques, les types d'eau ont été définis et leurs relations avec la lithologie ont été étudiées. De plus, les zones de recharge et de décharge, ainsi que les relations entre l'aquifère, les canaux et le Rhône ont été déterminées. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 135 recherche bibliographique - contacts avec les bureaux privés, les Institutions cantonales et universitaires; - liste de références; - base de données synthèse des données historiques 1er modèle conceptuel échantillonnage du réseau d'observation complet modélisation hydrochimique - indice de saturation; - processus physiques et chimiques; - mélange d'eau - distribution spatiale des paramètres physiques et chimiques; - relation eau souterraine - lithologie géologique; - typologie chimique des eaux; - relation spatiale eau souterraine - eau de surface sélection des sites à étudier diagraphies multiparamètres échantillonnage mensuel - évolution verticale de T0C1ECpH, Eh, O2; - zones de recharge échantil onnage à diff. profondeurs - évolution temporelle isotopes - évolution verticale des espèces chimiques; - typologie des eaux profil continu d'un canal mesures en continu d'une source - zones de recharge et de décharge; - relation canal - eau souterraine paramètres physico-chimiques - origine d'eau; - zones de rechage; - temps de séjour; - mélanges d'eau - distribution spatio-temporelle; - mélanges d'eau; - zones de recharge modélisation hydrochimique - régime souterrain; - temps de réaction; - relation source - ancienne galerie d'amenée; - proportion de mélange - relation temporelle eau souterraine - eau de surface; - réactions physico-chimiques; - transfert de masse; - interaction eau - roche synthèse • 2eme modèle conceptuel Figure 73 : Organigramme des méthodes hydrochimiques utilisées et liste des paramètres déterminés. En tout, 506 échantillons d'eau ont été prélevés entre juin 1996 et mai 1999. Ces échantillons d'eau sont présentés graphiquement sous forme d'un diagramme de Piper sur la figure 74. L'aquifère du Bois de Finges contient différents types d'eaux formant une série continue entre une eau du type Ca, Mg-SO4 et une eau du type Mg, Ca-HCO3, SO4. Les eaux enrichies en chlorure caractérisent une bande étroite le long de la route cantonale et indiquent une contamination des eaux souterraines par les travaux de salage en hiver. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 136 PARTIE II : Investigations hydrochimiques 80 60 40 20 20 40 60 80 Ca Na HC03 Cl Figure 74 : Diagramme de Piper des 506 échantillons d'eau prélevés entre juin 1996 et mai 1999 en % meq/1. Les coefficients de corrélation r ont été calculés sur ces 506 échantillons d'eau à l'aide du logiciel AquaChem (WATERLOO HYDROGEOLOGIC 1998). Ce logiciel est un programme de gestion de données hydrochimiques qui contient des interfaces avec les logiciels PHREEQC (PARKHURST 1995) et WinExcel. Il permet de faire des fiches d'analyse, ainsi que des graphiques (cf. Chapitre III.4.2.4). L'eau du type Ca-SO4 ressort très nettement de la matrice de corrélation (tableau 22). Le strontium possède une bonne corrélation avec le calcium et le sulfate, ce qui confirme qu'il provient de l'aquifère triasique du versant sud. De plus, le tableau 22 indique une relation entre le magnésium et le sulfate, alors que ces deux espèces sont attribuées à des roches différentes. La concentration du sulfate provient essentiellement de la dissolution des roches sulfatées (anhydrite, gypse) de la Nappe des Pontis. En faible quantité, les dolomites sont associées à ces roches sulfatées. Mais la concentration du magnésium provient plutôt de la dissolution de la dolomite se situant dans les calcaires dolomitiques de la Nappe des Pontis et dans les éboulis du versant sud. Par contre, le sodium et le chlorure ne montrent pas de corrélation. Les autres M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifere alluvial PARTIE II : Investigations hydrochimiques 137 valeurs élevées sont essentiellement dues au fait que les eaux du versant sud sont plus minéralisées que celles de la plaine alluviale du Rhône et ne reflètent pas des liens univoques. Tableau 22 : Matrice des coefficients de corrélation r des espèces chimiques majeures et des isotopes stables de l'eau sur les 506 échantillons prélevés entre juin 1996 et mai 1999. Les coefficients de corrélation ont été calculés à l'aide du logiciel AquaChem (WATERLOO HYDROGEOLOGIC 1998). Ca Mg Na Sr SO4 HCO3 Cl O18O S2H Ca 1.0 0.83 0.75 0.94 0.99 0.10 0.17 0.56 0.42 Mg - 1.0 0.85 0.87 0.88 0.36 0.42 0.69 0.53 Na - - 1.0 0.78 0.78 0.27 0.40 0.60 0.47 Sr - - - 1.0 0.94 0.12 0.28 0.64 0.51 SO4 - - - - 1.0 0.08 0.20 0.57 0.46 HCO3 - - - - - 1.0 0.44 0.64 0.52 Cl - - - - - - 1.0 0.62 0.45 O18O - - - - - - - 1.0 0.88 S2H - - - - - - - - 1.0 M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Interactions géochimiques eau - roche 139 4. Interactions géochimiques eau - roche 4.1 Introduction La nature chimique et la concentration des eaux souterraines dépendent en partie des propriétés des eaux de recharge (eaux de surface, eaux des précipitations), mais surtout des processus physico-chimiques qui existent dans l'aquifère (PHILLIPS 1991). Ces processus physico- chimiques augmentent ou diminuent la concentration des substances dissoutes dans l'eau le long de son cheminement souterrain. Les proportions de ces variations chimiques de la concentration des substances dissoutes varient avec la nature pétrographique des roches et physique de l'aquifère, avec la température et les propriétés chimiques de l'eau, ainsi qu'avec le temps de séjour de l'eau et les influences anthropogènes (MaTTHESS 1973). Les variations saisonnières des conditions chimiques et hydrauliques des recharges d'eau provoquent des fluctuations saisonnières du chimisme dans les eaux souterraines. De plus, des impacts humains sur la qualité des eaux souterraines peuvent influencer ou accélérer les processus naturels. De nombreux organismes vivent dans l'aquifère. Ces organismes réagissent entre eux et avec les substances dissoutes dans l'eau, ainsi qu'avec les constituants du gisement. L'association microbiologique dans l'aquifère dépend de la nature chimique et hydrogéologique de l'aquifère, ainsi que des conditions hydrodynamiques. Les organismes sont plutôt fixés sur des particules solides que libre dans l'eau souterraine (DVWK 1997). Les processus de filtration et de sorption réduisent la concentration des bactéries, virus et des oxydes métalliques qui entrent dans la nappe par l'apport d'eau infiltrée du Rhône et par la zone non-saturée. Ces deux processus sont surtout efficaces dans des dépôts fins et en présence d'argile. 4.2 Zone non-saturée . Une partie de l'enrichissement des substances dissoutes dans l'eau se déroule lors de l'infiltration des eaux à travers la zone non-saturée. L'eau de la zone non-saturée se charge avec du CO2 et des sels, ainsi que des substances organiques comme l'ammoniaque et les nitrates. Le CO2 dans l'air du sol est produit par la respiration des racines et par l'oxydation des substances organiques. Le CO2 dans le sol peut atteindre une concentration deux fois plus élevée que celle de l'atmosphère (APPELO & POSTMA 1993). De plus, les eaux peuvent emporter des bactéries et des virus situés dans la zone non-saturée. La vitesse, avec laquelle les eaux s'infiltrent, dépend de la porosité du sol, du degré d'interconnexion des pores, des précipitations et des conditions de drainage (MAZOR 1991). Normalement, les eaux d'infiltration passent la zone non-saturée à travers des pores interconnectés et des conduits traversant le milieu granulaire, ce qui correspond à un écoulement par piston. La zone non-saturée, et plus spécifiquement l'eau interstitielle, contiennent des informations sur l'écoulement d'eau et sur le transport des substances dissoutes, qui permettent d'estimer le débit de la recharge, ainsi que le temps de séjour de l'eau et les processus géochimiques (EDMUNDS 1995). 4.3 Influence du type d'aquifère sur le chimisme des eaux souterraines Les eaux souterraines sont soumises à des processus physico-chimiques dans l'aquifère tels que la dissolution, la précipitation, la sorption, l'échange ionique, l'oxydation, la réduction et des réactions bactériennes. Ces processus physico-chimiques déterminent le faciès chimique de l'eau M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifëre alluvial 140 PARTIE II : Interactions géochimiques eau - roche qui est caractérisé par les concentrations en ions majeurs (MERKEL & SPERLING 1996). Le faciès chimique de l'eau est généralement typique d'un certain environnement géologique et hydrogéologique. Le faciès bicarbonaté calcique est ainsi typique des aquifères calcaires et caractérise les eaux souterraines de la partie nord des dépôts de l'éboulement de Sierre dans le cas du Bois de Finges. Le faciès sulfaté calcique est caractéristique des formations évaporitiques, telles que la Nappe des Pontis, alors que le faciès sulfaté, bicarbonaté calcique et magnésien reflète la formation dolomitique des alluvions du cône de l'Illgraben. La nature hydrochimique est très hétérogène dans l'aquifère poreux des alluvions fluviatiles du Rhône. Dans le milieu oxygéné des dépôts de gravier sablo-limoneux, les équilibres chimiques entre la roche et l'eau sont souvent atteints, malgré la vitesse importante de l'écoulement et donc le faible temps de séjour. La présence des lentilles argileuses augmente le temps de séjour des eaux souterraines. Ces lentilles argileuses se distinguent des dépôts de gravier sablo-limoneux par un milieu réduit, provoqué par une consommation de l'oxygène dissous par la matière organique. Cette consommation de l'oxygène diminue localement le pH et le potentiel redox (piézomètres P49 et P51). Dans les dépôts limono-argileux à blocs calcaires de l'éboulement de Sierre, l'écoulement souterrain est lent à cause de leur faible perméabilité, donc le temps de réaction est important entre l'eau et la roche. L'eau contenue dans les pores est probablement en état d'équilibre avec de nombreux minéraux. Un processus important dans ce type de roche est l'échange ionique des cations (APPELO 1994, Griffioen 1993). Un ion calcium peut remplacer deux ions sodium dans les argiles. Cet échange ionique peut expliquer les teneurs élevées de sodium et de potassium dans les eaux de l'éboulement de Sierre. Une dissolution du sel NaCl et de KCl peut être exclue, car le rapport moléculaire entre le sodium et le chlorure est trop élevé. L'échange ionique dépend de la proportion d'argiles et de la minéralisation totale des eaux (APPELO & POSTMA 1993). Les eaux souterraines émergeant des roches évaporitiques de la Nappe des Pontis contiennent d'importantes teneurs de calcium et de sulfate. La solubilité importante des roches évaporitiques se manifeste par la présence de chenaux de type karstique qui constituent des chemins d'écoulement préférentiel. 4.4 Etat de saturation La dissolution d'un minéral dans l'eau peut être décrite par un état d'équilibre : quand l'eau est en contact avec un minéral, la concentration de la solution augmente pour atteindre un maximum pour des conditions physico-chimiques données. On dit alors que la solution est saturée en ce minéral. L'état de saturation est exprimé par l'indice de saturation. La concentration d'une substance saturée représente la solubilité du minéral et dépend généralement de la température, du pH et des minéraux associés. La solubilité des différents minéraux, qui se dissolvent de manière congruente dans l'eau à 25 0C et 1 bar de pression, est donnée dans le tableau 23. La reconstruction des interactions géochimiques eau - roche se base sur les analyses physico- chimiques des échantillons d'eau. Avant de faire l'hypothèse que l'échantillon correspond à un type d'eau unique et que l'eau a été suffisamment longtemps présente dans l'aquifère pour atteindre un équilibre avec les minéraux associés, l'origine chimique des eaux doit être vérifiée pour exclure ou déduire des mélanges d'eau. Des mélanges d'eau peuvent être identifiés par des variations spatio-temporelles des espèces chimiques, par des essais de pompage et par les méthodes isotopiques (MAZOR 1991). Un mélange entre une eau saturée et une eau sous-saturée crée une eau intermédiaire dans l'aquifère. Mais la sous-saturation de ce nouveau type d'eau est provoquée uniquement par le processus de mélange et pas par l'absence des minéraux. Dans le Bois de Finges, les eaux souterraines des alluvions fluviatiles du Rhône sont saturées en calcite, malgré des mélanges M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifêre alluvial PARTIE II : Interactions géochimiques eau - roche 141 d'eau, car le temps de séjour de ces fluides est probablement nettement supérieur à celui nécessaire pour atteindre l'état d'équilibre entre l'eau et le minéral. Tableau 23 : Solubilité des différents minéraux dans l'eau à 25 0C et 1 bar (d'après Lloyd & Heathcote 1985), classée par la solubilité croissante. Minéral Formule Solubilité à pH = 7 (mg/1) Quartz SiO2 12 Fluorite CaF2 16 Dolomite CaMg(CO3), 90* Calcite CaCO3 100* Gypse CaSO4 * 2H2O 2100 Halite NaCl 360'0OO * avec une pression partielle de CO2 = 103 bar 4.5 Isotopes Les isotopes des éléments principaux, qui sont H, C, N, O et S, existent à l'état naturel dans les systèmes hydrologiques, géologiques et biologiques. Les isotopes stables de ces éléments servent en hydrogéologie comme traceurs. La composition isotopique des eaux souterraines est souvent contrôlée par les processus météoriques. U existe néanmoins des environnements géologiques où des réactions entre l'eau souterraine et la matrice fine de l'aquifère se produisent et peuvent modifier la signature isotopique de l'eau. Les processus importants sont les suivants : échange à haute température avec la roche, échange avec le CO2 ou le H2S et hydratation des silicates. Des effets de ces interactions entre l'eau et la roche sont dominants à des températures élevées et sur une importante échelle de temps. Par exemple, une recristallisation de la calcite résulte dans un transfert de 16O vers la calcite et de 18O vers l'eau. L'échange isotopique est fonction du temps de réaction. Des interactions isotopiques entre l'eau et la roche ont aussi été observées dans des aquifères froids et peu profonds (CLARK & FRITZ 1997). Dans les conditions qui dominent dans l'aquifère alluvial du Rhône (température basse, milieu oxygéné, vitesse importante), l'échange isotopique entre l'eau et la roche est négligeable. 4.6 Conclusions Une bonne relation a été démontrée entre la composition minéralogique de la matrice fine de l'aquifère et la nature chimique des eaux souterraines. La solubilité des minéraux, ainsi que les processus physico-chimiques déterminent la concentration des paramètres physiques et chimiques de l'eau le long de son cheminement. Finalement, la nature chimique des eaux permet de déterminer les conditions physico-chimiques de l'environnement. Les eaux souterraines, et spécifiquement les paramètres et les processus physiques et chimiques dans l'aquifère, peuvent servir comme indicateurs géochimiques pour observer des changements environnementaux rapides (EDMUNDS 1995). L'alcalinité est un indicateur pour observer la neutralisation progressive de l'acidité et pour quantifier l'interaction eau - roche. Par contre, l'indice de saturation est un bon indicateur pour déterminer si un fluide traversant l'aquifère peut dissoudre tel minéral, ou à l'inverse, si tel minéral peut précipiter à partir du fluide. Les indices de saturation permettent donc de décrire l'ensemble des minéraux présents dans l'aquifère. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 143 5. Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 5.1 Introduction Dans le but d'obtenir un modèle conceptuel 3-D du Bois de Finges, contenant la position des différentes formations géologiques rencontrées par rapport aux niveaux d'eaux souterraines des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998, six coupes transversales et deux coupes longitudinales ont été dessinées. La figure 75 montre la position de ces coupes. Les coupes transversales, longues de 1200 m entre le Rhône au nord et le versant au sud, se placent perpendiculairement à l'axe de la vallée du Rhône. La distance entre deux coupes varie entre 400 et 700 m. Les coupes longitudinales, longues de 3000 à 4400 m, sont situées parallèlement à l'axe de la vallée du Rhône. Figure 75 : Carte schématique des principales formations géologiques rencontrées dans le Bois de Finges et position des différentes coupes transversales et longitudinales. De plus, un profil géologique X-X' a été dessiné à travers la vallée du Rhône contenant aussi les versants au nord et au sud (figure 76). Ce profil X-X', long de 10 km, se situe au niveau de la coupe transversale B-B' (figure 75). M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 144 PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel UJ U) U) ° S O O CM (N O O ¦«J (N O O O O CN O CN CM O O co O O CO O O O O it CM O O O O O co O O (O O O O O •tf CN 5 Z I 111L, / • o//#/*/*/^v/*/ "/ i i i i —j—*-r- I • m ___,___* ¦__,___j___,— / / A. A>^/ / o ^l '7'A/:A%y-/7'j / / / */ •/ • / • / / / ¦ y ^ • / • f / • •v^wWy/ / « olii ^^X'/^sX'X •/ ¦/ / / / / * / /. • y • / / * A / / / / A. / O: v a. AA'r«' — ^s* • / / / à ./•/•/7 • * • y f • X JL / JL /Sy ó o ^^"»* / * / /./•/•/ V • / • JT 'SyAs/Ny / ° c / ^»X X • •/ * / • / • / • ^Ch.» x x x • • • • / « X / / Xo o/' A. A.A. X ° o/o y\/V V0 „ ° X-X / /o o X <> V\As/ o / 0 ü X Xv /: O XJ " / (O X^ «¦>*3 / / 0 û/ ° ? /C A. /O C /O , C /0 SJ: f >• . o X '- „ / o O) / ü oy o c / c /'¦: C) /O " /> » /¦ o jo o y o o v/ o (• o o / <; o m X « o/ o c- /n o ) \ / ¦ Oy o X » ¦ « /) o r/' D c/ O o' Xo o X o o / x° c'-/0»0/»0./y O Ct Li. O) ¦c S^ O O *' 0 0 i :: \) V • ^sSX X V^y^JK^ CD ytf/ /£X>V\X xx /f/CA fy'a /'V o . U) ^t 's\^ > ID ~S'a eu m Rhône l'illgrab 'io-glaci U) 3 CD S •O TJ £ /fyv/j/ "3 o > *D -; 3 C Q- "E (D J3 LU := <0 * 15 3 D ED EB I---------nr-----3S-------- -\----------------1-----------------r O I ^ i i i CD Xl ro x: o CO > W O) ¦D (D Q. Q. CO 2 O C (0 U I O O o o o O O O O O O O O O O O O O O O ¦«J- CM O co co ¦>» CM O O QOO CN CM CM T— OO CO Tf CM IA U) m CD V) E S Dolomie CO 3 O o Si Q. CO « Ü CD ¦u 'ET t3 >> JC C < .CD '5 O N O x: y CD O) :(0 ~3 E E CO CL (D ¦o £ "8 ¥ ou-, tlil ISH co X O) (Z O m] «m Ü 1 B lEDB (D 2 N UJ LU 2 Figure 76 : Profil géologique à travers Ia vallée du Rhône avec les unités principales (d'après BuGNON 1986, Jacquod 1995 et PROZ 1996). M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 145 5.2 Modèle hydrogéologique 5.2.1 Géologie Le contexte géologique du Bois de Finges est principalement représenté par l'Helvétique au nord, le Pennique au sud et les sédiments quaternaires qui remplissent la vallée du Rhône (figure 76). Les unités de la Zone Houillère, de la Nappe des Pontis et de la Nappe de Siviez- Mischabel, représentant le Pennique et affleurant sur le versant du Gorwetschgrat et de l'Illhorn au sud, rassemblent des lithologies très variées : gypses, cornieules, marbres et calcaires dolomitiques (Trias), quartzites, méta-grès et conglomérats (Permo-Trias), schistes et méta- arkoses (Permo-Carbonifère). Les roches triasiques sont parfois fortement karstifiées le long des accidents tectoniques. Le versant nord de la vallée du Rhône est découpé dans les unités helvétiques de l'écaillé de Jägerchrüz, de l'écaillé de Plammis et de la Nappe du Doldenhorn. Les calcaires massifs du MaIm, qui constituent l'écaillé de Plammis, chevauchent sur le Crétacé du flanc normal de la Nappe du Doldenhorn. Les sédiments quaternaires sont constitués par les alluvions fluviatiles du Rhône, les alluvions du cône de déjection de l'Illgraben, les dépôts de l'éboulement de Sierre et les éboulis du Gorwetschgrat (figure 75). L'éboulement de Sierre, constitué de calcaires sablo-silteux, domine la morphologie du Bois de Finges en créant un paysage de collines et de lacs. A l'est, dans la région de la Ferme de Finges, et à l'ouest, au site de l'ancienne graviere Finges, les dépôts de l'éboulement de Sierre passent dans les alluvions fluviatiles du Rhône qui forment la plaine alluviale du Bois de Finges. Ces alluvions fluviatiles du Rhône constituent le remplissage de deux bassins alluviaux. La figure 77 présente trois coupes transversales au niveau du bassin alluvial de la Ferme de Finges, alors que la figure 78 montre trois coupes transversales au niveau de l'éboulement de Sierre. Le bassin alluvial de la Ferme de Finges est limité vers la profondeur par le cône de l'Illgraben à l'est et par l'éboulement de Sierre à l'ouest. A partir de sa composition granulométrique et géochimique, le cône de l'Illgraben a été divisé en deux parties : une partie supérieure limono- silteuse et une partie inférieure sableuse. Les alluvions du cône de l'Illgraben provenant du sud- est avec une pente moyenne de 5 % plongent sous les alluvions fluviatiles du Rhône pour atteindre 15.20 m au niveau du forage Pl la, ainsi que sous les dépôts de l'éboulement de Sierre pour atteindre 21 m de profondeur au forage P33 (figure 79). Au forage P33, les dépôts de l'éboulement de Sierre sont coincés entre les alluvions du cône de l'Illgraben en bas et les alluvions fluviatiles du Rhône en haut. Au niveau du forage Plia, l'éboulement de Sierre a été probablement érodé par l'ancien Rhône. L'épaisseur du remplissage alluvial augmente du versant sud vers le Rhône et atteint un maximum estimé à 60 m au site du piézomètre P13 proche du Rhône (figure 77). Le cône de l'Illgraben repousse le lit du Rhône au pied du versant nord. Le bassin alluvial de l'ancienne graviere Finges d'une extension restreinte se situe entièrement dans les dépôts de l'éboulement de Sierre. Le remplissage alluvial de ce bassin possède une épaisseur qui varie entre 3 m au piézomètre P2 et environ 20 m au P37 (figure 78). Au pied du versant sud, les dépôts de l'éboulement de Sierre s'intercalent avec les dépôts des éboulis du Gorwetschgrat. Les forages SA-5, SA-9 et P62 indiquent des alluvions fluviatiles qui logent dans les éboulis du Gorwetschgrat. Ces alluvions fluviatiles, qui se trouvent à des altitudes croissantes de 544 m s/mer au forage SA-9 à 553 m s/mer aux SA-9 et P62, démontrent la présence d'un paléo-chenal venant du sud-ouest de la zone du piézomètre P62 pour joindre la plaine alluviale du Rhône dans la région des piézomètres P33 et Pl 1 (figure 2). M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 146 PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel Figure 77 : Coupes transversales passant à travers le bassin alluvial de la Ferme de Finges avec la localisation des points de mesure piézométrique (points noirs), des longueurs de crépine (traitillés), des niveaux d'eau lors des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998 et des couches lithologiques; 1 = matériaux de construction de la digue, 2 = alluvions fluviatiles du Rhône, 3 = dépôts lacustres et marécageux, 4 = éboulis du Gorwetschgrat, 5 = alluvions du cône supérieur de l'Illgraben, 6 = alluvions du cône inférieur de l'Illgraben, 7 = dépôts de l'éboulement de Sierre. M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 147 550 _ Direction de l'écoulement en période des hautes eaux Direction de l'écoulement en période des basses eaux 0 Ecoulement perpendiculaire à la coupe 540 _ 530 _ _ 530 Figure 78 : Coupes transversales passant à travers les dépôts de l'éboulement de Sierre avec la localisation des points de mesure piézométrique (points noirs), des longueurs de crépine (traitillés), des niveaux d'eau lors des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998 et des couches lithologiques; 1 = matériaux de construction de la digue, 2 = alluvions fluviatiles du Rhône, 3 = dépôts lacustres et marécageux, 4 = éboulis du Gorwetschgrat, 5 = alluvions du cône supérieur de l'Illgraben, 6 = alluvions du cône inférieur de l'Illgraben, 7 = dépôts de l'éboulement de Sierre. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 148 PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 5.2.2 Hydrogéologie Les alluvions fluviatiles du Rhône sont le siège de l'aquifère principal du Bois de Finges. Elles sont alimentées par deux apports d'eau : l'eau infiltrée du Rhône au nord-est et l'eau sulfatée venant des roches évaporitiques au sud-est à Finges. En période de hautes eaux, le Rhône alimente sur un front d'environ 700 m de largeur les alluvions fluviatiles en amont, en exerçant un effet de pression hydraulique jusqu'à la Ferme de Finges. L'eau infiltrée du Rhône au nord- est s'écoule vers le sud-ouest avec un gradient moyen de 5.2 %o et avec une vitesse moyenne d'environ 30 m/j, localement entre 100 -150 m/j, pour être partiellement drainée par le canal des Fermes. Par contre, en période de basses eaux, le lit du Rhône est périodiquement sec en amont de l'entrée du canal des Fermes. Le gradient hydraulique moyen atteint 1.7 %o. Le battement naturel diminue avec la distance du Rhône de 11 m au piézomètre P59a à 1 m au P33 à coté du canal des Fermes. La figure 79 montre deux coupes longitudinales le long de l'écoulement souterrain, tandis que la figure 80 présente un diagramme 3-D du Bois de Finges avec la position des différents sédiments quaternaires rencontrés et avec les niveaux d'eau en période des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998. De plus, il y a aussi un apport d'eau au sud-est à la Ferme de Finges, provenant des roches évaporitiques du versant sud, qui s'écoule ensuite au nord dans les alluvions fluviatiles du Rhône et les formations géologiques sous-jacentes. Cet apport d'eau du versant sud amène une eau sulfatée calcique sur un front d'environ 800 m de largeur et il est persistant toute l'année. Un modèle hydrogéologique a permis de quantifier les deux apports d'eau de l'aquifère alluvial du Rhône. L'apport d'eau infiltrée du Rhône au nord-est atteint entre 900 et 1000 1/s en période de hautes eaux, alors que le débit de l'apport d'eau sulfatée du versant sud varie entre 300 et 400 1/s (SCHÜRCH et al 2000). La figure 77 montre des flux latéraux convergents de ces deux zones de recharge (eau du Rhône et eau du versant sud), qui se rencontrent au centre des alluvions fluviatiles du Rhône pour se mélanger dans différentes proportions. Les investigations hydrochimiques et piézométriques ne mettent pas en évidence une recharge diffuse d'eaux d'infiltration et de percolation depuis la surface du sol, sauf pour la crue en février 1999 au cours laquelle les niveaux d'eau ont rapidement augmenté et la minéralisation totale des eaux souterraines a diminué (cf. Chapitre II.3.5.2). Dans le forage Plia, un apport d'eau a été observé à la base de la partie inférieure du cône de l'Illgraben à 26 m de profondeur. Cet apport d'eau de 2 à 3 1/min amène une eau enrichie en calcium, magnésium, sulfate et bicarbonate. Le canal des Fermes, à l'intersection des alluvions fluviatiles du Rhône en amont et des dépôts de l'éboulement de Sierre, draine tout d'abord la zone de recharge d'eau sulfatée à la Ferme de Finges et, ensuite, les eaux peu minéralisées de l'aquifère alluvial du Rhône. L'aquifère du bassin alluvial de l'ancienne graviere Finges se caractérise par un apport d'eau souterraine du Rhône. Cet apport d'eau garde son importance sur la nappe souterraine pendant tout le cycle hydrologique. Le battement naturel à cet endroit est faible et le régime d'écoulement souterrain ne fluctue que peu. Les dépôts de l'éboulement de Sierre exercent un effet de barrage hydraulique sur la nappe souterraine à cause de sa perméabilité inférieure à celle des alluvions fluviatiles du Rhône. Cet effet de barrage crée un palier d'eau à faible gradient entre le canal des Fermes et la colline du Perischuhubil. Les lacs Grossee, Rosensee et Pfaffaretsee de l'éboulement de Sierre se situent au centre de ce palier. Le Pfaffaretsee et le Rosensee sont probablement en équilibre avec la nappe souterraine. Par contre, le Grossee alimente la nappe souterraine. La région de la colline du Perischuhubil au sud-ouest se caractérise par un gradient hydraulique élevé de la nappe souterraine vers le piézomètre P28 (figure 79), indiquant un effet couplé d'un apport d'eau souterraine du versant sud et d'un barrage hydraulique, qui est probablement provoqué par les M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 149 dépôts peu perméables de la colline du Perischuhubil (cf. Chapitre II.2.5.5). L'apport d'eau à cet endroit semble se concentrer sur des averses hivernales et la fonte des neiges. Direction de l'écoulement ^ Direction de l'écoulement en période des hautes eaux ¦**" en période des basses eaux Figure 79 : Coupes longitudinales le long de l'axe de la vallée du Rhône avec la localisation des points de mesure piézométrique (points noirs), des longueurs de crépine (traitillés), des niveaux d'eau lors des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998 et des couches lithologiques; 1 = matériaux de construction de la digue, 2 = alluvions fluviatiles du Rhône, 3 = dépôts lacustres et marécageux, 4 = éboulis du Gorwetschgrat, 5 = alluvions du cône supérieur de l'Illgraben, 6 = alluvions du cône inférieur de l'Illgraben, 7 = dépôts de l'éboulement de Sierre. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 150 PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel Figure 80 : Bloc-diagramme du modèle hydrogéologique conceptuel avec des niveaux d'eau en période des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1998, ainsi qu'avec les lithologies observées; 1 = dépôts lacustres et marécageux supérieurs, 2 = alluvions fluviatiles du Rhône, 3 = dépôts de l'éboulement de Sierre, 4 = alluvions du cône supérieur de l'Illgraben, 5 = éboulis du Gorwetschgrat, 6 = alluvions du cône inférieur de l'Illgraben, 7 = dépôts lacustres et marécageux inférieurs. Il faut noter que ce diagramme 3-D est orienté est-ouest, ce qui est à l'inverse de l'orientation des coupes géologiques, pour mieux représenter l'apport d'eau du versant sud et les conditions géologiques au niveau des forages P52, Pl la et P33. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel 151 Un deuxième palier de la nappe souterraine dans l'éboulement de Sierre se trouve à Milljere. Ce palier s'explique par une combinaison d'un effet de barrage hydraulique en aval et d'un apport d'eau par irrigation en amont. Les deux paliers de la nappe souterraine dans l'éboulement de Sierre sont séparés par une bande étroite correspondant à une différence des niveaux d'eau de 5 m et un gradient hydraulique important d'environ 15 %c. 5.3 Modèle hydrochimique En général, la conductivité électrique, et donc la minéralisation totale des eaux souterraines de l'aquifère alluvial du Rhône, passe d'environ 2500 |j,S/cm au versant sud de la vallée du Rhône à une valeur inférieure à 200 jxS/cm le long du lit du Rhône. L'aquifère alluvial du Rhône est rechargé par une eau peu minéralisée infiltrée du Rhône au nord-est et par une eau du type Ca- SO4 venant du versant sud. Le chimisme des eaux souterraines de l'aquifère traduit les processus physiques et chimiques entre ces deux eaux de recharge et le gisement. La figure 81 montre l'évolution du chimisme des eaux souterraines le long de la coupe longitudinale I-I' entre la zone d'infiltration du Rhône au nord-est et les dépôts de l'éboulement de Sierre au sud-ouest. Le chimisme de chaque point d'échantillonnage est graphiquement représenté par un cercle. La partie gauche du cercle correspond à la somme totale des cations, alors que la partie droite contient la somme des anions. Les cations majeurs du calcium et du magnésium, respectivement les anions majeurs du sulfate et du bicarbonate sont représentés en pourcentage de meq/1 de la somme totale des cations, respectivement des anions. Le total des ions dissous (TID) est indiqué en dessous de chaque cercle. De plus, la figure 80 montre l'évolution du chimisme des eaux souterraines en période des hautes eaux 1996 et des basses eaux 1997. En hautes eaux, l'eau du Rhône de type Ca, Mg-HCC>3, SO4 avec un faible TED (77 mg/1) alimente l'aquifère alluvial du Rhône au nord-est. Le chimisme des eaux souterraines dans la zone d'infiltration du Rhône (piézomètre P59a) correspond environ à celui du fleuve. Ensuite, la minéralisation de l'eau souterraine augmente le long de son cheminement. C'est surtout la concentration du sulfate qui augmente par rapport au bicarbonate. Les eaux de l'aquifère alluvial sont du type Ca, Mg-SO4, HCO3 avec un TID de 300 à 600 mg/1. Ces eaux sont enrichies en oxygène dissous et saturées par rapport à la calcite et à la dolomite. Le pH diminue de 8.6 au piézomètre P59a, dans la zone d'infiltration du Rhône, à 7.7 au piézomètre P12 au centre de l'aquifère alluvial du Rhône. Le chimisme des eaux souterraines dans les dépôts de l'éboulement de Sierre varie en fonction des conditions géologiques et hydrauliques. Les eaux souterraines entre les lacs de l'éboulement de Sierre sont du type Ca, Mg-SO4, HCO3 avec un TED d'environ 600 mg/1 (piézomètre P8). Ces eaux avec un pH d'environ 7.6 et un oxygène dissous de 60 % s'écoulent dans des dépôts calcaires sablo-silteux. Elles sont rechargées partiellement par le Grossee et par les précipitations. Les eaux du piézomètre P26 caractérisent un deuxième type Mg, Ca-SO4 dans les dépôts de l'éboulement de Sierre. Ce type d'eau est typique pour les eaux souterraines se situant dans les dépressions de l'éboulement de Sierre. Ces dépressions représentent souvent des dépôts peu perméables des anciens lacs. C'est le seul type d'eau dans le Bois de Finges, où la concentration en magnésium est plus élevée que celle du calcium. Ces eaux possèdent un pH entre 8 et 10, ainsi qu'un potentiel redox et un oxygène dissous faibles. Le piézomètre P2 se situe au bord du bassin alluvial de l'ancienne graviere Finges. Les eaux souterraines de ce piézomètre sont du type Ca, Mg-SO4, HCO3 avec un TED d'environ 730 mg/1. Le pH varie entre 7.5 en hautes eaux et 7.9 en basses eaux, alors que l'oxygène dissous se situe entre 61 et 27 %. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 152 PARTIE II : Synthèse hydrogéologique et modèle conceptuel (D o -i; io w o r-- if) O o o o CO 1X5 «t co io m m m UJ Z UJ auoqy anßjp CO 1[ e io c (U "c CU E iP. D O X 3 ro eu (O eu o « •eu co — XJ O) W T3 CU C Xl O CU 11 Q o. * C (U r X m 3 E Q) (D (U _) O (U O 3 •10" m/s), les rabattements de la nappe souterraine sont très faibles et atteignent 2 à 30 cm pour un débit pompé de 50 à 100 1/min dans des ouvrages de petit diamètre (5 à 10 cm). De plus, un traceur injecté dans un forage est rapidement dilué dans l'aquifère alluvial par la vitesse d'écoulement élevée et, par conséquent, il est seulement détectable sur une distance de 10 à 30 m. Les faibles rabattements d'un essai de pompage dans l'aquifère alluvial et la dilution rapide d'un traceur injecté nécessitent donc une courte distance entre les forages d'observation. Dans les dépôts peu perméables de l'éboulement de Sierre, les forages d'observation se vidaient en général rapidement, même avec un débit minimal de 20 1/min sur 1 à 4 m d'eau, et celle-ci ne revenait qu'après quelques minutes. 7. Discussion Une diagraphie physico-chimique, exécutée dans un forage à l'aide d'une sonde multiparamètres ou à l'aide des échantillons d'eau prélevés à différentes profondeurs, permet d'observer l'évolution verticale des différents paramètres considérés et de localiser la position des couches géologiques correspondantes. Mais il faut dire qu'un forage peut provoquer une liaison artificielle entre différents aquifères. En effet, des flux verticaux ont été observés dans le forage Plia à l'aide d'un débitmètre thermique (MONNET 2000). Ces flux verticaux peuvent induire des mélanges dans la colonne d'eau du forage. Dans les diagraphies physico-chimiques du forage Plia exécutées au repos, les limites chimiques entre différentes couches d'eau correspondent aux limites des couches géologiques correspondantes, ainsi qu'avec le profil de flux (MONNET 2000). Particulièrement, la limite chimique à 15 m de profondeur, entre les alluvions du Rhône et les dépôts du cône de l'Illgraben, correspond dans le forage Plia au fond de la zone de recharge des alluvions fluviatiles du Rhône. H est très possible que le flux vertical contrôle le chimisme de la colonne d'eau et que les propriétés des formations géologiques contrôlent ce flux. Dans ce cas, la qualité de l'eau dans le forage à une profondeur donnée n'est pas forcément représentative de l'eau dans les pores de la M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 156 PARTIE II : Conclusions et discussion formation correspondante. Elle représente plutôt la qualité de l'eau de la formation géologique au niveau de la zone de recharge comme il a été observé pour les diagraphies qui ont été effectuées au cours d'un essai de pompage. Le forage Plia a été le seul forage dans le Bois de Finges, où un flux vertical a été mesuré. Par contre, quand il n'y a pas de flux vertical dans un forage d'observation, la concentration des composantes, mesurée au repos dans la colonne d'eau du forage, reflète surtout un équilibre chimique avec les minéraux de l'environnement correspondant. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 157 PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 1. Conclusions 1.1 Généralités Différentes méthodes hydrogéologiques et hydrochimiques ont été appliquées dans le secteur du Bois de Finges (Valais Central) pour déterminer les paramètres hydrauliques et hydrochimiques de l'aquifère alluvial complexe du Rhône, ainsi qu'établir les processus liés à l'écoulement des différentes composantes d'eau souterraine. Chaque méthode permet de mesurer un ou plusieurs paramètres dans un environnement bien défini de l'aquifère. Ceci signifie qu'un paramètre est souvent seulement valide pour la méthode appliquée et pour l'environnement donné. Par exemple, les diagraphies géophysiques permettent de déterminer la vitesse de filtration et la perméabilité d'un aquifère pour chaque point de mesure réalisé dans un forage. Mais les diagraphies géophysiques ne donnent pas d'informations sur la direction de l'écoulement. Par contre, un essai de traçage et un essai de pompage déterminent plutôt la vitesse moyenne d'un écoulement souterrain, respectivement, la perméabilité d'un aquifère entre les forages d'observation. L'application simultanée de plusieurs méthodes augmente de manière significative la capacité de ces outils pour la compréhension des processus hydrochimiques et hydrauliques conjoints dans un aquifère complexe. En effet, un certain nombre de paramètres (par exemple la porosité efficace) peut seulement être déterminé par la combinaison de plusieurs méthodes. 1.2 Méthodes hydrogéologiques Les méthodes hydrogéologiques utilisées sont la piézométrie, les jaugeages et la modélisation numérique, alors qu'une campagne de forage a permis de prélever des échantillons de roche et de réaliser des essais de traçage et des essais de pompage sur un site avec cinq forages rapprochés. Les mesures du niveau de l'eau souterraine et des eaux de surface, réalisées de manière manuelle ou en continu, constituent les données hydrogéologiques les plus simples et les moins chères à acquérir. Ces mesures ont fourni des informations sur la distribution spatio-temporelle des niveaux d'eau, ainsi que sur le régime d'écoulement souterrain et les zones de recharge et décharge de l'aquifère. Mais au niveau des caractéristiques de l'aquifère, les différentes profondeurs des piézomètres implantés dans l'aquifère alluvial du Rhône et les différentes longueurs de leur crépine ont rapidement augmenté la difficulté du traitement des données. Le niveau piézométrique mesuré dans un piézomètre correspond généralement à une valeur moyenne des pressions hydrauliques sur toute la longueur de sa crépine. Par exemple, le forage Plia, se situant dans les alluvions fluviatiles du Rhône, ainsi que dans les alluvions du cône de l'Illgraben et les dépôts lacustres et marécageux, est crépine pratiquement sur toute sa longueur. Le niveau piézométrique mesuré correspond donc à une valeur moyenne des trois couches géologiques et, par conséquent, ne peut pas être comparé sans précautions avec ceux qui ont été mesurés dans les autres forages du site PIl, car ceux-ci se situent uniquement dans les alluvions fluviatiles du Rhône. De nombreux essais de pompage ont permis d'étudier la distribution spatiale de la perméabilité, tandis que les jaugeages effectués sur le canal des Fermes et sur les bisses d'irrigation ont quantifié les débits rechargés, respectivement drainés de l'aquifère. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 158 PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques Un modèle d'écoulement a été réalisé à partir des mesures du niveau d'eau, des mesures de transmissivité et des jaugeages. Les buts de ce modèle d'écoulement ont été de simuler le comportement de la nappe pour les états stationnaires de hautes eaux, respectivement de basses eaux et de quantifier, en particulier, les flux de recharge et de décharge de l'aquifère alluvial du Rhône. Pour cela, un modèle bidimensionnel en plan horizontal par éléments finis a été utilisé (FEFLOW, DlERSCH 1996). En imposant des potentiels aux limites amont et aval, le long du Rhône et du versant sud, les conditions piézométriques de la zone à étudier ont été fixées dans le temps et l'espace pour l'état choisi. Le modèle mathématique considère que l'aquifère alluvial du Rhône est étanche au fond, ainsi que les eaux dans les dépôts de l'éboulement de Sierre forment un seul aquifère continu en équilibre avec l'aquifère du Rhône. Le modèle reproduit facilement les principales directions et vitesses d'écoulement, les deux zones de recharge de l'aquifère alluvial, eau du Rhône et eau sulfatée du versant sud, et l'effet drainant du canal des Fermes sur l'aquifère. Les transmissivités introduites dans le modèle représentent une moyenne de plusieurs valeurs, obtenues sur le terrain par des essais de pompage, et tiennent compte de l'épaisseur moyenne saturée de l'aquifère. En effet, les essais de traçage sur le site expérimental PIl montrent que l'écoulement souterrain se déroule préférentiellement dans une couche perméable de quelques mètres d'épaisseur. H est également intéressant de constater que la direction de l'écoulement simulée par le modèle numérique au site PIl n'est pas identique à celle mesurée à l'aide des essais de traçage. Ceci indique l'importance de l'effet d'échelle concernée par le modèle et de la présence d'hétérogénéités locales. La dispersivité des traceurs, caractéristique d'un type de roche, augmente avec la distance de l'écoulement, car un cheminement plus long augmente l'hétérogénéité. La dispersivité longitudinale, déterminée par les essais de traçage sur une distance de 10 à 20 m, atteint dans les alluvions fluviatiles du Rhône une valeur entre 0.2 pour les bacteriophages et 2.0 pour l'uranine. Par contre, la dispersivité longitudinale de 100, imposée dans le modèle de transport, correspondait à la taille moyenne des éléments du réseau de simulation pour respecter le nombre de Peclet et pour éviter des concentrations négatives. La dispersivité transversale imposée est 10 fois plus petite que la dispersivité longitudinale. Pour déterminer la porosité effective avec des méthodes hydrogéologiques, il faut combiner un essai pompage avec un essai de traçage. Selon la formule de Darcy (FREEZE & CHERRY 1979), la porosité effective dépend essentiellement de la perméabilité, du gradient hydraulique et de la vitesse d'écoulement souterrain. La vitesse moyenne a été obtenue par essais de traçage, alors que la perméabilité a été calculée à partir d'essais de pompage ainsi que le gradient hydraulique. La porosité effective a aussi été déterminée en laboratoire et par la géophysique de forage (MONNET 2000). Ces valeurs ressemblent à celle obtenue à partir de l'essai de pompage et l'essai de traçage. Pour réaliser des essais de traçage dans un tel milieu poreux, il est absolument nécessaire d'avoir un réseau de sondages serré, car les traceurs injectés dans l'aquifère sont très rapidement dilués par l'écoulement important et, par conséquent, les traceurs ne sont détectables que sur quelques dizaines de mètres. C'est pourquoi un réseau serré de quatre forages en croix a été implanté autour du piézomètre existant PIl avec une distance entre deux sondages d'environ 10 m. Les paramètres hydrauliques obtenus par les essais de traçage sont le temps de transport des traceurs (uranine, bacteriophages), la vitesse d'écoulement et le taux de retardement. La construction de la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis réalisée au cours de cette recherche a permis d'y prélever des échantillons de roche et d'eau pour étudier la géochimie des roches et de l'eau circulant dans le versant sud. Une zone tectonisée et karstifiée, constituée de calcaires tectonisés, de dolomies bréchifiées et de roches polymictes vacuolaires, se situe à une distance de 1692 à 1760 m depuis le portail est de la nouvelle galerie d'amenée entre les anhydrites et les calcaires dolomitiques de l'écaillé de Beauregard. Finalement, la mise hors M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 159 service de l'ancienne galerie d'amenée, caractérisée par d'importantes pertes en eau, a permis de déterminer les relations hydrodynamiques et chimiques entre la galerie et la source sulfatée Q6. 1.3 Méthodes hydrochimiques Les méthodes hydrochimiques utilisées sont l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, les isotopes stables, la diagraphie multiparamètres de l'eau des sondages, la modélisation hydrochimique et l'enregistrement en continu de paramètres physico-chimiques. A l'aide de l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, la répartition spatiale horizontale et verticale a été observée pour les paramètres physiques et chimiques des eaux souterraines. A partir de cette distribution spatiale des paramètres physico-chimiques, les types d'eau ont été définis et leurs relations avec la lithologie ont été étudiées. De plus, les zones de recharge et de décharge, ainsi que les relations entre l'aquifère, les canaux et le Rhône ont été déterminées. Les isotopes stables de l'eau (oxygène-18 et deuterium) et le tritium sont les seuls traceurs naturels pour lesquels le temps de transit du traceur est strictement égal à celui de l'eau. Pour des études hydrogéologiques, un traceur naturel idéal doit remplir deux critères majeurs: • Le traceur a une composition caractéristique pour chaque apport d'eau, avec de faibles variations saisonnières. Sinon, il faut évaluer la composition caractéristique moyenne de l'apport d'eau; • Le traceur possède une importante différence de concentration par rapport aux différentes composantes, ce qui doit permettre de calculer des mélanges d'eau dans l'aquifère. Les traceurs naturels de l'eau permettent notamment d'étudier les relations entre les eaux de surface et les eaux souterraines, ainsi que de calculer la vitesse d'écoulement et les mélanges d'eau dans l'aquifère. De plus, l'origine chimique des eaux (précipitations, cours d'eau, aquifère) peut être déterminée par les isotopes stables, tandis que le temps de séjour dans l'aquifère peut être approché à l'aide de la concentration du tritium. Dans le Bois de Finges, les concentrations en oxygène-18 et en deuterium des eaux de l'aquifère alluvial du Rhône augmentent généralement du fleuve vers le versant sud, tandis que la concentration en tritium diminue avec la distance du Rhône. Les eaux de l'aquifère alluvial du Rhône représentent isotopiquement et chimiquement des mélanges entre une eau peu minéralisée infiltrée du Rhône, avec une valeur moyenne de l'oxygène-18 de -14.65 %o et une eau sulfatée calcique venant du versant sud, avec une concentration en oxygène-18 de -13.95 %o. Les observations réalisées au piézomètre P52 se situant à la Ferme de Finges mettent en évidence un système à trois composantes. La troisième composante du type bicarbonaté calcique provient des précipitations tombant sur le cône de l'Illgraben. Cette eau bicarbonatée calcique, qui contient néanmoins entre 200 et 400 mg/1 de sulfate, possède une valeur d'oxygène-18 de -13.60 %>. De plus, un traceur naturel idéal montre souvent une mobilité géochimique élevée. Ce sont les traceurs provenant des minéraux d'une solubilité importante comme l'anhydrite, le gypse et la halite. En général, ces traceurs sont facilement mobilisés dans les interactions eau - roche. Pour cette recherche, le sulfate est un traceur idéal. Dans le secteur du Bois de Finges, la concentration en sulfate des eaux souterraines varie entre 20 mg/1 dans la zone d'infiltration du Rhône au nord-est et 1500 mg/1 dans la zone d'exutoire du versant sud. Dans les conditions chimiques (eau riche en oxygène dissous, sous-saturation par rapport au gypse) et hydrogéologiques observées (perméabilité importante, vitesse d'écoulement rapide), le sulfate a été considéré comme un traceur naturel conservatif dans l'aquifère alluvial du Rhône. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 160 PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques Une diagraphie physico-chimique, exécutée à l'aide d'une sonde multiparamètres, permet d'observer simultanément l'évolution verticale de différents paramètres physico-chimiques et de localiser la position des couches géologiques correspondantes. Les paramètres mesurés ont été la conductivité électrique, la température, l'oxygène dissous, le pH, le potentiel redox et la turbidité. La valeur de ces paramètres, mesurés au repos, reflète surtout un équilibre avec les minéraux de l'environnement, alors que les mesures effectuées lors d'un essai de pompage déterminent plutôt les zones de recharge. Dans le cas d'un flux vertical dans le forage d'observation, les mesures effectuées au repos décrivent plutôt les caractéristiques des zones de recharge. Cependant, pour donner un maximum d'information, une diagraphie multiparamètres nécessite des piézomètres crépines sur toute la longueur de l'aquifère. Le logiciel de modélisation hydrochimique utilisé (PHREEQCI, CHARLTON et al. 1997) calcule l'état de saturation des eaux par rapport aux minéraux présents. De plus, il indique les réactions physico-chimiques, qui interviennent dans l'aquifère, et quantifie le transfert de masse et les mélanges d'eau. La base de données thermodynamique considérée par le logiciel est généralement obtenue au laboratoire et aura donc une signification limitée dans la réalité où les espèces chimiques n'ont pas exactement les mêmes constantes (moins pures, moins bien cristallisées). C'est pourquoi les résultats des modèles hydrochimiques dépendent essentiellement de la base de données thermodynamiques avec laquelle les calculs sont exécutés. Finalement, l'intervalle entre deux mesures physiques et chimiques a été choisi en fonction du type d'information recherchée. Pour étudier le régime d'écoulement de l'aquifère alluvial du Rhône, deux campagnes de terrain annuelles ont été réalisées en période de hautes eaux et de basses eaux, tandis que les variations saisonnières du comportement chimique des eaux souterraines au cours de trois cycles hydrologiques ont été suivies avec un intervalle de mesure de 4 à 5 semaines. Les résultats de ces mesures mensuelles n'ont pas permis d'étudier de variations temporelles à courte durée comme les relations hydrodynamiques et chimiques entre les précipitations et les eaux souterraines de l'aquifère alluvial, car l'intervalle de mesure était 999 trop grand. De même pour le radon Rn, qui possède une demi-vie de 3.8 jours et qui, par conséquent, ne représente un traceur naturel que pour de variations avec une durée de deux semaines. C'est pourquoi un acquisiteur automatique de température et conductivité électrique a été installé à la source Q6 pour observer les relations à courte durée entre la galerie d'amenée Finges - Chippis et la source Q6 avec un intervalle de mesure de 3 h. 1.4 Le site du Bois de Finges Le site du Bois de Finges est caractérisé par de multiples environnements géologiques quaternaires : les alluvions fluviatiles du Rhône, les alluvions du cône de déjection de l'Illgraben, les dépôts de l'éboulement de Sierre et les éboulis du versant sud. L'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône est généralement caractérisé par une perméabilité > 10"3 m/s, indiquant un gravier sableux avec un important écoulement souterrain de l'ordre de 20 m/j et un gradient moyen de 3.5 %o (tableau 24). En période de hautes eaux, qui ont lieu entre mi-juin et mi-août, le Rhône alimente fortement cet aquifère alluvial par une eau peu minéralisée du type Ca, Mg-HCC>3, SO4. Un autre apport d'eau du type Ca, Mg-SO4 provient des roches évaporitiques du versant sud. Par contre, en période de basses eaux (novembre à avril), l'aquifère alluvial du Rhône est exclusivement rechargé par l'eau sulfatée calcique du versant sud, car le lit du Rhône est pratiquement sec au cours de l'hiver. Le battement naturel diminue d'environ 11m dans la zone d'infiltration du Rhône à 1 m proche de la bordure sud de la vallée du Rhône et le long du canal des Fermes, qui se situe en position de drainage. L'impact des précipitations sur les écoulements et la qualité de l'eau dans l'aquifère du Rhône est très réduit. Les dépôts de l'éboulement de Sierre sont essentiellement composés par des dépôts de calcaires sableux et limoneux d'origine de l'Helvétique du versant nord, qui possèdent une perméabilité M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 161 entre < 10" et 10" m/s. Le chimisme de ses eaux souterraines est caractérisé par une distribution spatiale très hétérogène. Chaque type d'eau représente plus ou moins une qualité de fluide et des processus physiques et chimiques très locaux, qui dépendent surtout du type de roche et du temps de transit. Une relation hydraulique et chimique a été démontrée entre les eaux sulfatées calciques émergeant des roches évaporitiques du versant sud, d'une part, et les précipitations, ainsi que la fonte des neiges et les pertes d'eau de l'ancienne galerie d'amenée Finges - Chippis, d'autre part. Tableau 24 : Données synthétiques sur l'ensemble des paramètres de l'aquifère poreux complexe du Bois de Finges. Paramètre Alluvions du Alluvions du Aquifère Aquifère Dépôts de Rhône dans la Rhône au site triasique du triasique / l'éboulement zone d'infiltration PIl versant sud alluvions de l'Illgraben de Sierre Piézomètre P56 PlIb SA-8 S A-12 P27, P28, P23 représentatif Hydrogéologiqu O lithologie gravier sableux gravier sableux roches évaporites / calcaires évaporitiques limon sablo-argileux gradient (%o) 1.5 à 5.0 1.7 à 5.2 - 36 à 64 0.7 à 15 perméabilité >10"3 >10"3 - 2.5 * 10'4 <10"5 à 10"3 (m/s) vitesse d'eau 10 à 30 122 à 278 - 1.4 à 2.8 0.6 à 1.3 (m/j) porosité - 5 à 13 - - - efficace (%) Hydrochimique type d'eau Ca, Mg- Ca, Mg- Ca, Mg- Ca- Ca-HCO3 à SO4, HCO3 SO4, HCO3 SO4 SO4 Mg, Ca-SO4 TID (mg/1) 290 à 630 1791 à 1926 2672 à 2702 2052 à 2363 239 à 860 Isotopique altitude - 1480 1060 1305 -600 d'infiltration (m s/mer) temps de 1 mois 2 mois dizaines dizaines - transit d'années d'années retard aux 1 mois 1 mois 2 mois 2 mois - précipitations intenses TID (mg/1) = valeurs minimale et maximale du total des ions dissous (TID) observées entre juin 1996 et mai 1999; altitude d'infiltration = altitude moyenne de la zone d'infiltration calculée avec la formule de cette étude. 1.5 Méthodologie d'intervention sur un aquifère poreux En collaboration avec R. Monnet de l'Institut de géophysique de l'Université de Lausanne (MONNET 2000), une méthodologie d'intervention sur un aquifère poreux a été développée (annexe 1). Cette méthodologie sert comme un guide pratique en cas de prospection d'eau, ainsi que d'évaluation de la qualité et de l'origine de l'eau, de détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère et, finalement, de la délimitation des zones de protection et des risques de contamination d'un aquifère poreux. Cette méthodologie s'adresse aux divers responsables de l'approvisionnement en eau potable (autorités, ingénieurs, hydrogéologues). En effet, ce guide pratique constitue une aide générale, qui doit être adapté pour chaque étude en fonction des besoins. Ce guide présente les outils disponibles sur le terrain, au laboratoire et sur l'ordinateur, à l'aide d'organigrammes et de tableaux. De plus, il décrit la procédure, par laquelle les méthodes géophysiques, hydrogéologiques et hydrochimiques sont utilisées dans la pratique. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 162 PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 2. Perspectives et recommandations Ce projet de recherche a permis d'appliquer plusieurs méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques simultanément et au même endroit, ce qui a donné l'occasion de les discuter et de les comparer. Que peut apporter un tel travail de recherche? Ce travail présente les méthodes disponibles en hydrogéologie pour une prospection d'eau, une évaluation de la qualité de l'eau ou la détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère poreux. De plus, il montre les techniques et le domaine d'application de chaque méthode, ce qui peut permettre à la personne responsable d'une telle étude de choisir une ou plusieurs méthodes parmi les plus efficaces pour atteindre ses buts, ainsi que d'économiser du temps et des moyens financiers. Ce travail représente une aide générale pour l'étude d'un aquifère graveleux rechargé par une rivière. Enfin, il montre comment des interactions peuvent être déterminées entre l'aquifère, les cours d'eau et les précipitations. L'apport d'eau sulfatée calcique provenant des roches évaporitiques du versant sud a été relativement bien étudié au niveau de la Ferme de Finges, mais quelques analyses saisonnières de tritium et d'isotopes du soufre dans le sulfate dans l'eau et dans la roche faciliteraient la compréhension de l'origine de l'eau et du mélange entre eaux froides infiltrées des précipitations et eaux subthermales de l'aquifère triasique du versant sud. D'une part, l'épaisseur de l'aquifère alluvial du Rhône et, d'autre part, l'épaisseur du remplissage quaternaire de la vallée du Rhône sont très mal connues dans le secteur du Bois de Finges. Une campagne sismique, ainsi qu'un forage profond pourraient donner des informations importantes. A partir de ces données supplémentaires, un modèle d'écoulement en trois dimensions pourrait être réalisé. L'application des méthodes hydrogéologiques et hydrochimiques au cours de ce projet de recherche s'est surtout concentrée sur les alluvions fluviatiles du Rhône à cause des conditions logistiques (accès difficiles, collaborations) et la perméabilité favorable de l'aquifère alluvial pour différentes méthodes (essai de pompage, essai de traçage, technique de dilution). Dans le cas d'une future recherche hydrogéologique on devrait approfondir la connaissance des conditions géologiques et hydrogéologiques des dépôts de l'éboulement de Sierre, surtout à l'aide de la géophysique de surface. L'eau dans un forage ne représente pas forcément les conditions chimiques de l'aquifère. La concentration du radon 222Rn, étant un paramètre facile à déterminer dans le terrain et dans le laboratoire, c'est un outil bon marché pour définir le moment où un prélèvement d'eau serait représentatif de l'aquifère. L'évolution de la concentration du 222Rn serait observée continuellement au cours d'un petit essai de pompage. Quant la concentration du 222Rn s'est stabilisée, c'est le moment idéal pour prélever un échantillon d'eau représentatif de l'aquifère. Pour éviter un dégazage du CO2 lors du prélèvement, les mesures physico-chimiques du terrain et l'échantillon d'eau seront réalisés dans une cellule fermée. U est important de souligner ici que ce sont des aquifères alluviaux en relation avec les cours d'eau que l'on tire aujourd'hui une partie essentielle de l'alimentation en eau potable des agglomérations importantes en Suisse. Ces aquifères en relation avec les eaux de surface, notamment les fleuves alpins, sont tributaires du régime et de la qualité des eaux de ceux-ci : en connaître de manière approfondie leur comportement apparaît donc comme une tâche nationale pour les pays de type alpin. C'est en effet des travaux de ce type que l'on pourra dans le future en organiser l'exploitation optimale et en inscrire leur gestion dans une perspective moderne d'exploitation durable. H est indispensable de développer et d'étudier les traceurs naturels ou artificiels qui sont spécifiques pour les fleuves, respectivement pour les eaux souterraines des plaines alluviales. Ce travail de la plaine alluviale du Rhône au site du Bois de Finges a bien montré que l'étude isotopique est souvent difficile par le faible contraste d'oxygène-18 et de tritium entre les eaux du fleuve et celle de l'aquifère, elle permet néanmoins, grâce au radon 222Rn, de démontrer des apports d'eau à faible temps de résidence. Dans les futures recherches hydrogéologiques, on M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE HI : Conclusions et références bibliographiques 163 devrait utiliser des traceurs tel que le crypton-85 et les chloro-fluoro-carbone gazes (CFC), qui augmentaient linéairement dans l'air dans les dernières dizaines d'années et qui seront utilisés comme traceurs spécifiques pour les eaux de surface. Par contre, la concentration totale du carbone organique (COT) dans l'eau souterraine est liée au temps de séjour dans l'aquifère et donc peut être considérée comme un traceur spécifique pour les eaux souterraines. Dans le cas de la plaine alluviale du Rhône, les traceurs naturels ou artificiels pourront être utilisés pour quantifier les apports d'eau latéraux provenant des versants ou des vallées latérales. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE III : Conclusions et références bibliographiques 165 3. Références bibliographiques 3.1 Valais Central (Bois de Finges) AviOLAT P. & Rey J. M. 1994. Hydrogéologie de la nappe alluviale du Rhône entre Sierre ouest et Granges (Valais). Neuchâtel. Travail de diplôme postgrade, Centre d'Hydrogéologie, Univ. Neuchâtel, non publié. BERTHOD C. 1994. Correction de la galerie d'amenée d'eau La Souste-Chippis. Impact hydrogéologique sur la nappe et les lacs de Finges. Sierre. Bureau d'ingénieur SA, non publié. BERTHOD C. 1995. Forces motrices du Rhône. Correction de la galerie d'amenée d'eau La Souste-Chippis. Impact hydrogéologique sur la nappe et les lacs de Finges. Etat des travaux et résultats des observations au 31.12.1994. Sierre. Bureau d'ingénieur SA, non publié. BESSON O., Marchant P., Pugin A. & Rouiller J. D. 1993. 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Annexe 3 : Points de jaugeage à la canne de Jens et les débits mesurés sur les hautes eaux 1996, 1997 et 1998, ainsi que sur les basses eaux 1997 et 1998. Annexe 4 : Débits drainés par tronçon du canal des Fermes sur les basses eaux et les hautes eaux 1998; débit positif = recharge du canal, débit négatif = décharge du canal. Annexe 5 : Essais de pompage réalisés sur les eaux souterraines du Bois de Finges. Annexe 6 : Données d'injection des essais de traçage n° 1 à 6 sur le site Pl 1. Annexe 7 : Caractéristiques des échantillons de roche pris dans Ia nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis, classés par distance croissante depuis le portail est. Annexe 8 : Points d'échantillonnage et analyses chimiques. Annexe 9 : Réseau d'observation du Bois de Finges. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 175 Annexe I : Méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux 1. Buts L'objectif principal de cette méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux est de servir de guide pratique dans le cas d'une prospection hydrogéologique en milieu poreux. Il s'agit en particulier de déterminer les zones potentiellement aquifères, d'évaluer la qualité et l'origine de l'eau, de déterminer les propriétés hydrauliques de l'aquifère et, finalement, de délimiter les zones de protection et les risques de contamination. Ce guide pratique s'adresse aux divers responsables de l'approvisionnement en eau potable (autorités, ingénieurs, hydrogéologues) et décrit la procédure générale pouvant être adaptée pour chaque étude en fonction de ses besoins. Il présente, à l'aide d'organigrammes et de tableaux, les outils disponibles sur le terrain et au laboratoire. Il décrit également l'utilisation pratique des méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques utiles à la prospection hydrogéologique en milieu poreux. 2. Introduction De nombreuses méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques permettent de déterminer les paramètres hydrodynamiques d'un aquifère (perméabilité, porosité, vitesse d'écoulement, gradient hydraulique, temps de séjour) et de définir le périmètre des zones de protection. L'application simultanée de plusieurs méthodes sur un seul site d'investigation augmente de manière significative la connaissance des propriétés physiques et chimiques ainsi que celle du régime souterrain de l'aquifère considéré. La méthodologie d'intervention et les paramètres hydrauliques et hydrochimiques à déterminer sont décrits dans le chapitre 3, tandis que les méthodes discutées dans la méthodologie sont explicitées de façon détaillée dans le chapitre 4. Le chapitre 5 discute brièvement des méthodes géophysiques, hydrogéologiques et hydrochimiques alors que le chapitre 6 présente les organigrammes et tableaux synthétiques qui résument la procédure d'étude et d'intervention d'un aquifère poreux. 3. Méthodologie 3.1 Aspects juridiques La protection des eaux en Suisse est régie par la loi fédérale du 8 octobre 1971, remise à jour le 1er avril 1985. Elle vise à éviter toute altération des propriétés physiques, chimiques et biologiques des eaux souterraines exploitables, indépendamment de leur usage actuel. La loi fédérale sur la protection des eaux contre la pollution (OFEFP 1985) introduit trois subdivisions du territoire suisse : les secteurs de protection des eaux, les zones de protection et les périmètres de protection des eaux souterraines. La nouvelle loi fédérale du 24 janvier 1991 oblige les détenteurs de captages d'eau souterraine à procéder aux relevés nécessaires pour délimiter les zones de protection et à prendre à leur charge les indemnités à verser en cas de restriction du droit de propriété. De plus, cette loi fédérale stipule que le débit Q347 d'un cours d'eau est le débit atteint ou dépassé en moyenne 347 jours par année, dont la moyenne est calculée pendant dix ans sur la base des valeurs journalières du débit naturel. La nouvelle ordonnance de la protection des eaux du 28 octobre 1998 introduit les aspects environnementaux des eaux, les M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 176 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom exigences de la qualité des eaux, la zone d'alimentation et la vulnérabilité des zones de protection en milieu karstique. Les secteurs de protection des eaux permettent une protection générale des ressources en eaux souterraines suivant l'intérêt plus ou moins grand qu'elles présentent pour l'approvisionnement en eau et, suivant leur vulnérabilité. Les cantons veillent à ce que les zones de protection nécessaires soient établies autour des captages d'eau souterraine. U incombe aux propriétaires de captages d'eau souterraine de recueillir les données permettant de délimiter rationnellement les zones de protection, d'acquérir les droits réels nécessaires et de verser éventuellement les indemnités pour les restrictions apportées à l'utilisation de bien-fonds. Pour l'acquisition de biens réels, le gouvernement cantonal peut accorder aux propriétaires du captage le droit d'expropriation. De plus, les cantons délimitent les périmètres de protection des eaux souterraines à l'intérieur desquels des captages pourront être implantés à l'avenir et protégés correctement. Dans ces périmètres sont interdits les travaux pouvant polluer et nuire à une future utilisation des eaux souterraines. La délimitation des zones de protection est basée sur les "Instructions pratiques pour la détermination des secteurs de protection des eaux, des zones et des périmètres de protection des eaux souterraines", octobre 1977, révision partielle 1982 (OFEFP 1977). 3.2 Déroulement de l'étude Le détenteur du terrain, qui est en général une commune, une personne privée ou une entreprise, mandate un bureau spécialisé pour réaliser une étude de recherche d'eau et / ou de détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère ainsi que de la qualité et de l'origine des eaux et, finalement, de la délimitation des zones de protection et des risques de contamination de l'aquifère poreux. L'expert mandaté doit être un hydrogéologue diplômé ou à défaut un spécialiste d'une formation équivalente (géologue, ingénieur EPF) disposant d'une expérience professionnelle suffisante en hydrogéologie. Après la réalisation de l'étude (travail de terrain et traitement des données au bureau), le rapport est évalué en tenant compte des directives légales. Si nécessaire, le détenteur du terrain demande des compléments d'étude. Ce guide méthodologique pratique se concentre uniquement sur la réalisation de l'étude et ne remplace pas les directives et les prescriptions de l'OFEFP (1977,1985). 3.3 Structure de l'aquifère La recherche bibliographique des données existantes (géologiques, hydrogéologiques, géochimiques et géophysiques) comprend la consultation des rapports existants, des études régionales, des fiches de données et des différents cadastres (dépôts, décharges, conduites d'eau). La compilation des données bibliographiques permet de proposer un premier modèle conceptuel de l'aquifère à étudier, modèle qu'il s'agit d'affiner au moyens des diverses méthodes géophysiques de surface, partant de l'hypothèse qu'aucun forage n'existe. Les méthodes de géophysique de surface utiles à la connaissance de la structure d'un aquifère sont essentiellement : • La gravimétrie qui par la mesure de la valeur relative de la gravité à la surface du sol permet de déduire la profondeur du substratum et par conséquent l'épaisseur de l'aquifère poreux potentiel. La microgravimétrie peut, quant à elle, fournir une image plus détaillée des différents constituants de l'aquifère. • La sismique réfraction par la mesure des temps de trajets d'un front d'ondes entre une source sismique et des capteurs situés en surface, permet de déterminer l'épaisseur de M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 177 l'aquifère et fournit des informations sur la répartition en profondeur des unités qui le constituent. • Les méthodes géoélectriques basées sur la mesure de la résistivité électrique du sous-sol à partir d'un dispositif quadripole fournissent des informations sur la répartition spatiale des unités constitutives de l'aquifère. La combinaison des différentes méthodes d'investigation (sondages paramétriques, traîner électrique, sondages électriques et pseudo-sections électriques) couplée à une connaissance de la résistivité électrique des fluides mesurée en surface dans les éventuels cours d'eau et sources, peut conduire à l'élaboration de modèles bi et tridimensionnels de la structure de l'aquifère poreux. Les méthodes géoélectriques servent également à déterminer grossièrement la nature minéralogique et granulométrique des sédiments constituants l'aquifère. Elles mettent, par conséquent, en évidence les zones potentiellement les plus poreuses et perméables donc les plus favorables à l'implantation d'un forage de reconnaissance carotté qui servira à évaluer la qualité de l'eau et à déterminer les paramètres hydrauliques de l'aquifère. Les connaissances apportées par l'intégration des divers résultats obtenus par la mise en œuvre des méthodes géophysiques de surface permettent d'élaborer un deuxième modèle conceptuel de l'aquifère poreux, modèle pour lequel les paramètres suivants sont dès lors connus : profondeur de la nappe ; profondeur du substratum rocheux ; épaisseur de l'aquifère ; nature approximative et répartition spatiale des unités lithologiques constitutives du système aquifère. 3.4 Evaluation de la qualité de l'eau 3.4.1 Directives de qualité pour l'eau potable L'objectif principal des directives de qualité pour l'eau potable est la protection de la santé publique et, partant, l'élimination, ou la réduction au maximum, des constituants connus pour être dangereux pour la santé et le bien-être de la collectivité. La qualité microbiologique de l'eau de boisson est de la plus grande importance et ne doit jamais faire l'objet de compromis visant à fournir une eau organoleptiquement agréable et acceptable. Une valeur indicative représente la concentration d'un composant qui ne présente aucun risque pour la santé de l'utilisateur. Lorsqu'une valeur indicative est dépassée, il s'agit d'un signal d'alarme qui exige d'en chercher la cause en vue d'y remédier et de consulter les autorités responsables de la santé publique pour avoir leur avis. WHO (1996) est un bon guide pratique pour la qualité de l'eau de boisson. 3.4.2 Méthodes disponibles L'implantation d'un premier forage de reconnaissance fournit des informations sur l'évolution verticale des couches géologiques, ainsi que la profondeur de l'eau et l'épaisseur de l'aquifère. De plus, elle permet de prélever des échantillons d'eau et, dans le cas d'un forage carotté, de prélever des échantillons de roches. Pour assurer la qualité de l'eau potable, il est indispensable d'effectuer des analyses chimiques et bactériologiques (cf. Chapitre 4.2.1). En général, il est fort peu probable qu'une substance chimique puisse isolément donner lieu à un problème sanitaire aigu, sauf dans des circonstances aussi exceptionnelles qu'une pollution massive de l'approvisionnement en eau. D'ailleurs, l'expérience prouve qu'un tel accident rend l'eau imbuvable pour des raisons évidentes de goût et d'odeur. Les valeurs indicatives représentent les concentrations chimiques qui ne doivent pas être dépassées pendant de longues périodes à cause des risques potentiels de leur ingestion en quantités excessives. De plus, l'analyse des espèces chimiques dans l'eau permet de déterminer M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 178 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom les types d'eau, les réactions physiques et chimiques, qui interviennent dans le gisement, et, finalement, l'origine de l'eau. La concentration des composants dans l'eau, mesurée au repos, reflète surtout l'état d'équilibre avec les minéraux de l'environnement, alors que les mesures effectuées lors d'un essai de pompage représentent plutôt les zones de recharge. Pour étudier l'évolution verticale des espèces chimiques dans un forage et pour déterminer leur relation avec les couches géologiques, il est indispensable de prélever des échantillons d'eau à différentes profondeurs. Les risques microbiologiques pour la santé sont différents des risques des produits chimiques. L'eau potable ne doit contenir aucun micro-organisme pathogène et être exempte de toute bactérie indiquant une pollution fécale. Le principal indicateur bactérien est constitué par l'ensemble du groupe des micro-organismes coliformes. Cependant, tout jugement basé sur les analyses bactériologiques doit tenir compte de la précision, de la validité et de la pertinence des méthodes de prélèvements. Dans les forages, une diagraphie physico-chimique exécutée à l'aide d'une sonde multiparamètres permet d'enregistrer simultanément la conductivité électrique, la température, l'oxygène dissous, le pH, le potentiel redox et la turbidité afin d'étudier leur évolution verticale et de localiser la position des couches géologiques correspondantes (cf. Chapitre 4.2.2). 3.5 Détermination du potentiel de l'aquifère 3.5.1 Généralités La détermination du potentiel d'un aquifère revient à caractériser les principaux paramètres hydrauliques qui sont : la teneur en eau et la saturation ; la porosité totale et la porosité efficace ; la perméabilité ; les vitesses d'écoulement horizontal et/ou vertical. La connaissance de ces paramètres doit permettre de déterminer si un aquifère possède des caractéristiques intéressantes et par conséquent si la ressource en eau est exploitable ou non. Afin de satisfaire cet objectif, trois types de méthodologies doivent être mises en œuvre, chacune fournissant un ou plusieurs des paramètres hydrauliques recherchés. Il s'agit de : divers essais en laboratoire sur échantillons ; des diagraphies de forage ; des essais de pompage. 3.5.2 Essais sur échantillons Les échantillons de carottes prélevés lors de l'exécution du forage et correctement conditionnés (paraffinage, conservation dans un milieu frais et humide) peuvent être étudiés au laboratoire et fournir outre des renseignements d'ordre minéralogique et granulométrique, une approche quantitative des paramètres hydrauliques suivants : teneur en eau ; saturation ; porosité ; perméabilité. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 179 Les paramètres ainsi déterminés ont une validité extrêmement locale et sont entachés d'erreurs difficilement quantifiables, dues aux déformations mécaniques subies par l'échantillon lors des opérations de forage, de conditionnement et de stockage (décompression, perte éventuelle d'eau). 3.5.3 Diagraphies de forage Effectuées lors de l'interruption temporaire ou définitive des opérations de forage au moyen de sondes descendues dans le puits et maintenues par un câble qui assure la liaison avec les instruments d'enregistrement de surface, les diagraphies différées offrent la possibilité de caractériser les divers constituants du sous-sol ainsi que de quantifier, in situ et de façon continue, les paramètres hydrauliques des formations traversées. Le tableau 1 présente de façon synthétique les outils diagraphiques couramment utilisés en prospection hydrogéologique ainsi que les paramètres hydrauliques qu'ils permettent d'obtenir après traitement. Tableau 1 : Diagraphies de forage utiles à la détermination des paramètres hydrauliques. Sonde/technique diagraphique Paramètres mesurés directement/principe Paramètres obtenus après traitement Température et résistivité du fluide Température et conductivité de la colonne de fluide - gradient géothermique - salinité en équivalent NaCl - localisation des zones de circulation d'eau Diagraphies électriques et électromagnétiques Résistivité des formations - porosité totale Diagraphie sonique Vitesse des ondes P dans les formations - porosité totale Diagraphies nucléaires : 1. gamma ray naturel 2. gamma gamma 3. neutron neutron 1. radioactivité naturelle 2. rayonnement gamma diffusé par effet Compton 3. flux de neutrons thermiques provenant du ralentissement des neutrons rapides 1. teneur en argiles 2. porosité totale 3. porosité efficace Débitmètre thermique Vitesse verticale du fluide dans la colonne d'eau - vitesse et débit des circulations verticales - mise en évidence des zones de recharge / décharge Technique de dilution Taux de dilution d'un traceur artificiellement introduit dans la colonne de fluide et générant une variation de sa résistivité - vitesse de filtration horizontale - perméabilité horizontale 3.5.4 Essais de pompage La mesure dans plusieurs forages du rabattement de la nappe induit par le pompage dans l'un de ceux-ci permet d'estimer la perméabilité horizontale moyenne entre deux forages. Si le forage dans lequel est effectué le pompage est situé au cœur du réseau de piézomètres de mesure il est possible de mettre en évidence les éventuelles anisotropics directionnelles de la perméabilité horizontale de l'aquifère. 3.6 Implantation des forages d'exploitation La structure et le potentiel de l'aquifère, c'est-à-dire la répartition spatiale des unités lithologiques qui le composent ainsi que leurs caractéristiques hydrodynamiques (saturation, M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 180 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom porosité et perméabilité) étant connues, il est possible d'implanter judicieusement le ou les forages d'exploitation. En fonction du débit d'exploitation souhaité, il s'agira de déterminer : le nombre de forages et la distance minimale entre eux ; le mode d'exécution des forages (carotté ou destructif) ; le diamètre et la profondeur des forages ; l'équipement adéquat : position et diamètre des zones crépinées. 3.7 Délimitation des zones de protection 3.7.1 Généralités La loi fédérale du 24 janvier 1991 sur la protection des eaux prescrit que chacun doit s'employer à éviter toute atteinte aux eaux, en y mettant la diligence requise par les circonstances. L'introduction, directe ou indirecte, dans les eaux, de substances de nature à les polluer, de même que l'infiltration de ces substances, sont interdites par la loi. Quand un polluant est déversé à la surface du sol ou à faible profondeur, la force principale agissant sur le mouvement du produit est la gravité. Si le sol est perméable, le produit se déplace verticalement vers le bas. Il se produit également un étalement latéral, contrôlé par la porosité du sol. Tout en progressant vers l'aquifère saturé, le polluant peut être adsorbé sur les particules de sol, volatilisé, biodégradé et, dans une moindre mesure, hydrolyse, oxydé, réduit et déshydrohalogéné (Lallemand-Barrès 1995). H peut aussi être arrêté par une barrière imperméable. A l'intérieur des zones de protection des eaux, des périmètres de protection des eaux et des zones provisoires de protection des eaux, il appartient au requérant d'une autorisation de démontrer que son projet est conforme aux exigences relatives à la protection des captages. Le but de ce guide pratique est de décrire les méthodes existantes pour délimiter des zones de protection et prévenir les risques de contamination de l'aquifère. Il est indispensable de réunir des informations sur la distribution spatiale des paramètres physiques et chimiques dans l'aquifère, ainsi que sur le régime souterrain (direction et vitesse de l'écoulement, gradient hydraulique) et les propriétés de l'aquifère (perméabilité, porosité, hétérogénéité). 3.7.2 Méthodes disponibles Différentes méthodes hydrochimiques peuvent être appliquées à un aquifère alluvial pour déterminer la typologie chimique des eaux et son état éventuel de pollution, ainsi que leur distribution spatio-temporelle et leurs relations avec la lithologie. Ces méthodes sont l'échantillonnage spatio-temporel en trois dimensions, les analyses isotopiques, les essais de traçage, la modélisation et la géophysique de surface. Un réseau d'observation piézométrique permet d'étudier la direction des écoulements souterrains, ainsi que le gradient hydraulique et la vitesse d'écoulement (cf. Chapitre 4.1.1). De plus, les variations spatio-temporelles des paramètres physiques, chimiques et isotopiques peuvent également être observées. L'étude des traceurs naturels comme l'oxygène-18, le deuterium et le tritium permet de surveiller les relations entre les eaux souterraines, les eaux de surface et les précipitations (cf. Chapitre 4.2.3). Les isotopes stables de l'eau (oxygène-18 et deuterium) et le tritium sont les seuls traceurs naturels pour lesquels le temps de transit du traceur est strictement égal au temps de transit de l'eau. De plus, les traceurs naturels représentent un outil performant pour déterminer la vitesse des écoulements souterrains, le temps de séjour et les mélanges d'eau dans M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 181 l'aquifère. L'origine des eaux (précipitations, rivière, eau souterraine) peut aussi être déterminée par les isotopes stables, tandis que le temps de séjour dans l'aquifère est estimé à partir de la concentration en tritium. L'analyse des espèces chimiques dans l'eau permet d'observer l'évolution spatio-temporelle des espèces considérées, ainsi que de déterminer les types d'eau et de localiser la position des couches géologiques correspondantes (cf. Chapitre 4.2.1). Cependant, pour donner un maximum d'information, il est nécessaire de réaliser des analyses bactériologiques et de substances organiques pour assurer la qualité de l'eau et pour détecter une éventuelle pollution. Enfin, un logiciel de modélisation hydrochimique est utilisé pour calculer l'état de saturation des eaux par rapport aux minéraux présents et permet donc d'estimer les processus de dissolution / précipitation (cf. Chapitre 4.2.4). Il indique également les réactions physiques et chimiques qui interviennent dans l'aquifère, et quantifie le transfert de masse et les mélanges d'eau. Pour réaliser des essais de traçage en milieu poreux, il est absolument nécessaire d'avoir un réseau de sondage serré, car les traceurs injectés dans l'aquifère alluvial graveleux sont très rapidement dilués par l'écoulement important et, par conséquent, ne sont détectables que sur quelques dizaines de mètres (cf. Chapitre 4.1.5). Les paramètres hydrauliques obtenus par les essais de traçage sont le temps de transport des traceurs (uranine, bacteriophages), la vitesse d'écoulement, le taux de retardement et la porosité. Les méthodes géophysiques de forage et de surface permettent d'étudier la distribution spatiale des corps constitutifs de l'aquifère, de déterminer sa profondeur et son épaisseur, de localiser et de quantifier le volume du contaminant ainsi que sa vitesse de déplacement au sein des différentes formations de l'aquifère. Les modèles mathématiques d'écoulement et de transport sont indispensables à la compréhension du régime souterrain, du transport d'une substance dissoute et à la délimitation des zones de protection (cf. Chapitre 4.1.7). Un modèle d'écoulement est réalisé à partir des mesures du niveau piézométrique, des mesures de transmissivité et des jaugeages dans les cours d'eau. Le but d'un modèle d'écoulement est de simuler le comportement de la nappe pour un état stationnaire et de quantifier, en particulier, les flux de recharge et de décharge de l'aquifère. Pour cela, un modèle bidimensionnel en plan horizontal par élément finis ou différences finies peut être utilisé (WANG & ANDERSON 1995). En principe, le bureau hydrogéologique en charge de délimiter les zones de protection utilise des méthodes d'interprétation basées sur les données acquises sur le terrain, à l'aide des cadastres et des directives fédérales et cantonales. On distingue généralement trois zones de protection (OFEFP 1977, LALLEMAND-BARRÈS 1999) : • Zone Sl (zone de captage et zone d'infiltration). Elle comprend le périmètre de captage proprement dit et tous les points d'infiltration préférentielle de l'eau et d'autres fluides; • Zone S2 (protection rapprochée). Cette zone est délimitée par les points à partir desquels l'eau infiltrée met 10 jours pour atteindre le captage (règle empirique); • Zone S3 (protection éloignée). Cette zone est délimitée par les points à partir desquels l'eau infiltrée met 20 jours pour atteindre le captage. Dans le cas, où il y a déjà une pollution de l'aquifère, il faut implanter des forages carottés pour pouvoir exécuter des analyses géochimiques des roches, des analyses chimiques et bactériologiques de l'eau, ainsi que des analyses de contaminants. De plus, une proposition d'assainissement doit être préparée en tenant compte des connaissances des conditions hydrauliques et chimiques de l'aquifère (LALLEMAND-BARRÈS 1995). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 182 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 4. Description des méthodes 4.1 Méthodes hydrogéologiques 4.1.1 Piézométrie Les mesures du niveau d'eau souterraine peuvent être faites manuellement à l'aide d'une sonde de niveau ou, depuis les années 1980, par des appareils automatiques d'acquisition de données en continu. Les points de mesures manuelles sont généralement nombreux mais la fréquence des campagnes de mesure reste assez faible (hebdomadaire, mensuelle). Les conditions de la nappe entre deux campagnes sont donc inconnues. Des cartes des niveaux d'eau sont dessinées, en général, pour les périodes de hautes eaux et de basses eaux. Les mesures en continu ne concernent qu'un nombre restreint de localités mais représentent une quantité d'information supérieure, compte tenu d'une fréquence de mesure très élevée et régulière. Cependant à chaque changement du support d'enregistrement (carte mémoire), ces valeurs automatiques doivent être obligatoirement calées sur des mesures manuelles. Sur le terrain étudié, les mesures en continu du niveau d'eau souterraine peuvent être réalisées au moyen d'appareils d'acquisition automatique. Bien entendu, différents types d'acquisiteurs de données piézométriques existent (limnigraphe, sonde de pression) avec leurs propres avantages et inconvénients. Par exemple, une sonde de pression est immergée et fixée à un niveau donné dans la nappe (ETRELEC 1988). Les oscillations de la nappe entraînent des variations de pression sur une membrane sensible de la sonde. Les pressions sont transmises à un intervalle régulier présélectionné à l'appareil d'enregistrement, puis stockées in situ sur une cassette mémoire interchangeable. Les avantages des acquisiteurs équipés avec un appareil d'enregistrement automatique sont la grande capacité de stockage des données et le traitement direct sur un ordinateur. Les inconvénients sont l'absence de lecture in situ, une maintenance importante et des problèmes de dérive électronique de la sonde. 4.1.2 Jaugeage à la canne de Jens La canne de Jens est constituée en général de quatre parties : le corps, le bâton jaugeur, le balancier et la poignée. Elle fonctionne sur le principe de l'équilibre des moments de rotation. Le bâton est plongé verticalement dans l'eau en le tenant par la poignée. La force exercée par le courant d'eau le pousse dans une position oblique. Il est remis en position verticale par le balancier horizontal, qui exerce également un moment de rotation mais de sens opposé. Une mesure à la canne de Jens détermine la vitesse moyenne du courant d'eau d'une rivière par intégration sur toute la hauteur d'eau à l'aide d'un abaque. La canne de Jens est plongée dans l'eau jusqu'à toucher le fond. La lecture sur le bâton jaugeur donne la hauteur totale de l'eau. Le bâton est légèrement soulevé pour qu'il oscille librement dans l'eau. Un niveau à bulle permet de s'assurer que le bâton demeure en position verticale. Le moment de rotation est alors lu sur le balancier. Cette opération est répétée plusieurs fois le long d'un profil transversal. Les jaugeages à la canne de Jens sont faits très rapidement et ne requièrent qu'une personne et peu de matériel aussi bien pour la mesure que pour l'interprétation (SHGN 1983). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 183 4.1.3 Caractéristiques d'un piézomètre d'observation de la nappe aquifère Dans un cas idéal, le tube en PVC d'un piézomètre d'observation est placé dans un trou foré de diamètre constant. Mais selon la profondeur et les caractéristiques lithologiques, le trou foré se fait par plusieurs colonnes télescopiques. Ceci conduit à forer, en surface, à partir d'un trou suffisamment large pour que les changements successifs de diamètre, à chaque nouveau tubage, aboutissent finalement au diamètre requis. Le forage peut être réalisé par battage, au marteau de fond de trou, au tricône rotary ou au carottier à câble (BlESKE 1992). Un piézomètre d'observation est généralement équipé d'un tube plein entre le sol et le toit supérieur de la zone productrice de l'aquifère. Par contre, cette dernière est équipée d'une crépine et d'un massif filtrant. 4.1.4 Essai de pompage Un essai de pompage a pour but principal de déterminer les caractéristiques hydrauliques d'un aquifère et d'un puits. Lors d'un essai de pompage, un certain débit sera pompé durant un temps donné dans un puits crépine afin d'étudier l'influence du pompage sur les niveaux d'eau du puits et des piézomètres avoisinants. On peut alors calculer les caractéristiques hydrauliques de l'aquifère en appliquant des formules appropriées et en connaissant les rabattements mesurés dans les piézomètres, leur distance au puits de pompage et le débit pompé (KRUSEMAN et al. 1974). Le débit spécifique, qui est égal au rapport du débit sur le rabattement, est une façon de mesurer la productivité d'un puits. La productivité permet de choisir le type de pompe et d'estimer le coût du pompage. Avant d'exécuter des essais de pompage sur des piézomètres ou des puits de production, il est nécessaire de prendre connaissance de la géologie et de l'hydrogéologie du terrain étudié. Dans le meilleur des cas, un forage de reconnaissance carotté sera exécuté. Au minimum, l'étude des cuttings d'un forage destructif pour établir un relevé lithologique sera effectuée. Un relevé lithologique précis des formations traversées permet de définir le type d'aquifère, son épaisseur et ses limites. S'il s'avère nécessaire d'utiliser les puits existants ou si les paramètres hydrauliques doivent être déterminés en un lieu précis prédéterminé, le site de l'essai de pompage est fixé à l'avance, alors que dans le cadre d'une étude régionale, la liberté de choix du site de pompage est assez grande. Des essais de pompage répétés dans plusieurs forages mettront en évidence des hétérogénéités spatiales de l'aquifère. Le travail principal, au cours d'un essai de pompage, est la mesure de la profondeur de l'eau dans le puits et dans tous les piézomètres voisins. Comme les niveaux d'eau s'abaissent rapidement durant les premières minutes de l'essai, les mesures des niveaux d'eau sont d'abord faites à intervalles courts, puis de plus en plus espacés dans le temps. Après l'arrêt du pompage, les niveaux d'eau remontent rapidement durant les premières minutes. Pour déterminer les paramètres hydrauliques du puits et de l'aquifère, on interprète les courbes de descente et de remontée du niveau d'eau (KRUSEMAN et al 1974). 4.1.5 Essai de traçage Les traceurs les plus utilisés sont les traceurs fluorescents, les traceurs chimiques et les isotopes naturels. Les principaux buts des essais de traçage sont les suivants : la mise en évidence d'une relation d'écoulement entre différents points d'une nappe, les mesures de la direction et de la M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 184 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom vitesse d'écoulement moyenne entre les puits et finalement, la mesure de la dispersion et de la porosité effective, ainsi que la détermination et la localisation des strates les plus perméables. Le choix d'un ou de plusieurs traceurs dépend de nombreux paramètres : traçage simple ou multi-traçage, moyens financiers à disposition, type et volume de l'aquifère, distance à tracer, essais préexistants et accessibilité du point d'injection. Il convient d'effectuer l'injection au début d'une semaine, car les premiers jours d'un essai de traçage sont caractérisés par un intervalle d'échantillonnage serré. De plus, les échantillons des traceurs sont à analyser dans les premiers jours suivant leur prélèvement. Le déroulement de l'injection des traceurs dépend des conditions locales (cours d'eau, forages, dolines). Les cours d'eau et les dolines représentent des points d'injection idéaux. Si les traceurs ne peuvent pas être directement injectés, il faut les pousser hydrauliquement injectant plusieurs mètres cubes d'eau à l'aide d'un camion-citerne ou d'une alimentation par le réseau. Dans le cas de forages ou de piézomètres, les traceurs sont injectés au moyen d'un circuit fermé : injection au-dessous de la surface d'eau et pompage au fond du forage (KÄSS 1992). L'échantillonnage des traceurs se fait manuellement ou à l'aide d'un échantillonneur automatique. Un fluorimètre de terrain, installé en surface ou directement dans le forage (SCHNEGG & DOERFLIGER 1997), permet de mesurer in situ et en continu la concentration des traceurs fluorescents. L'eau prélevée est stockée dans des bouteilles brunes à l'abri de la lumière et au frigo (PARRlAUX et al. 1988). 4.1.6 Analyse diffractométrique (roche totale) Les échantillons de roche collectés à partir des carottes seront d'abord broyés, puis moulus très finement (< 40 (J.m) et séchés. La méthode de l'analyse diffractométrique consiste à préparer des pastilles solides qui seront analysées par rayons-X. Les intensités des pics des rayons-X caractérisent chaque minéral (par exemple, phyllosilicates, quartz, K-feldspath, plagioclase, calcite, dolomite et gypse) et représentent quantitativement les proportions des minéraux présents dans l'échantillon de la roche totale. Les minéraux représentent donc des fractions de pourcentages relatifs dans la roche totale. La concentration de la roche totale est déterminée en utilisant des standards externes (KLUG & ALEXANDER 1974, MOORE & REYNOLDS 1989). 4.1.7 Modélisation hydrogéologique Un modèle mathématique des eaux souterraines est constitué des équations différentielles qui décrivent l'écoulement souterrain. La fiabilité des prédictions d'un modèle hydrogéologique dépend de la façon dont le modèle décrit les conditions de terrain. En réalisant un modèle mathématique, des hypothèses simplificatrices sont à faire, car la situation du terrain est généralement trop complexe pour être simulée exactement. Un modèle est donc une version simplifiée de la réalité qui permet d'intégrer toutes les données recueillies dans le terrain et de fournir une réponse globale montrant toutes les tendances du régime d'écoulement souterrain et de la propagation d'un polluant (BEAR 1972, KlNZELBACH & RAUSCH 1995). De nombreux codes numériques ont été développés pour simuler différents contextes hydrogéologiques tels que les milieux poreux, karstifiés ou fissurés (NATIONAL RESEARCH COUNCIL 1990). Il existe deux techniques numériques couramment utilisées pour résoudre un modèle mathématique : les différences finies et les éléments finis (Wang & ANDERSON 1995). Dans les deux cas, un système de points nodaux est superposé à la zone à modéliser. Dans la méthode des différences finies, les nœuds se trouvent au centre des cellules ou à l'intersection des lignes du réseau. Les propriétés de l'aquifère et les niveaux d'eau sont considérés comme étant constant sur chaque cellule. Une équation différentielle décrit chaque nœud. La méthode des éléments finis permet d'introduire des éléments triangulaires, quadrillés ou de géométrie variable. La M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 185 géométrie du réseau des éléments dépend des conditions hydrologiques (rivière, canal), de l'hydrogéologie (répartition de la transmissivité, épaisseur de l'aquifère, direction principale des écoulements souterrains) et des conditions aux limites (lignes de potentiel, lignes de flux). 4.2 Méthodes hydrochimiques 4.2.1 Mesures, analyses et échantillonnage des eaux souterraines Introduction Les renseignements concernant la qualité de l'eau peuvent être obtenus, à partir des analyses physiques et chimiques faites sur des échantillons prélevés au cours du temps. Un réseau de contrôle permet de détecter une pollution diffuse aussi bien qu'une pollution ponctuelle. La fréquence de contrôle dépend de la mobilité des substances observées et des vitesses de circulation. Les fluides à l'émergence sont instables et tout contact avec l'atmosphère induit des transformations souvent irréversibles (dégazage, refroidissement, oxydation, précipitation). La détermination des caractéristiques physiques et chimiques des eaux nécessite un certain nombre de précautions afin de conserver la meilleure représentativité des échantillons (EATON et al. 1995). D'autre part, certains paramètres sont non conservatifs et doivent être mesurés ou analysés in situ (RODIER 1986). La qualité et la reproductibilité des mesures des paramètres physico-chimiques des eaux dépendent aussi de la qualité de la calibration des appareils, de leur manipulation adéquate et de la rigueur du protocole de mesure (DVWK 1994). Les appareils électroniques sont sujets à des erreurs systématiques (dérive des sondes, vieillissement, mauvaise calibration). Il est indispensable de recalibrer certains appareils avant chaque série de mesure (pH, oxygène dissous), alors que d'autres nécessitent un contrôle régulier du vieillissement de leurs électrodes (conductivité électrique, température, potentiel redox). Mesures sur le terrain Les caractéristiques d'une eau mesurée sur le terrain sont le débit, la température, la conductivité, le pH, l'oxygène dissous et le potentiel redox (Eh). Le tableau 2 résume les mesures physico-chimiques de l'eau effectuées in situ. D'autres paramètres non quantifiables sans un équipement spécifique, mais observés de manière qualitative, peuvent aussi apporter des renseignements intéressants sur le type d'eau prélevé et doivent être notés lors d'une campagne de mesure : odeur, couleur, goût, bulles de gaz, particules en suspension, phénomènes de dépôts et de corrosion (VUATAZ & BIANCHETTI 1992). Analyses sur le terrain De nombreuses analyses chimiques peuvent être rapidement réalisées in situ, grâce à des équipements spécifiques miniaturisés et adaptés aux conditions de terrain. Ils permettent d'analyser rapidement diverses substances non conservatrices ou dont le stockage adéquat n'est pas possible. Actuellement plusieurs tests semi-quantitatifs ou quantitatifs sont disponibles sur le marché (appareils portatifs et kits de réactifs) avec des gammes de concentration variées et portent sur des paramètres minéraux, organiques et gazeux (ULLRICH 1998). Ces analyses correspondent aux méthodes de titrimétrie, de colorimetrie, de Photometrie et d'électrochimie (Eaton et al. 1995). M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 186 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Par exemple, l'analyse de l'alcalinité totale (TAC) est réalisée par la méthode de titrage acido- alcalimétrique, fondée sur les réactions de neutralisation entre acides et bases. De telles réactions comportent une variation continuelle de pH, qui atteint un maximum d'intensité au moment où acide et base se trouvent en équilibre stœchiométrique, c'est-à-dire au point d'équivalence. Ce point d'équivalence est obtenu en titrant l'échantillon avec un acide jusqu'au pH 4 ± 0.2 selon la méthode utilisée (SlGG et al. 1992). Tableau 2 : Mesures physico-chimiques de l'eau effectuées sur le terrain. Paramètres mesurés, appareils de mesure et précautions des mesures (d'après ULLRICH 1998). Paramètre mesuré Utilité Appareil de mesure Précaution Débit - Régime souterrain - Temps de résidence dans l'aquifère - Seau et chronomètre - Jaugeage au sel, moulinet ou canne de Jens - Choisir la méthode selon le type d'eau (source, rivière) et le volume d'eau Température - Origine de l'eau - Mélanges de composantes - Lieu et temps de résidence dans l'aquifère - Equilibre thermodynamique - Thermomètre à mercure en verre - Sonde thermométrique - Variations dues à la température de l'air et au rayonnement solaire - Profondeur et temps d'immersion dans l'eau suffisamment long Conducti vite électrique à 250C - Composition ionique (minéralisation) - Mélange d'eau - Evolution temporelle - Conductimètre - Rincer l'électrode avant d'effectuer une mesure - S'assurer que le régime soit laminaire pH - Equilibres thermodynamiques - Migration de polluants - pH-mètre - Etalonnage de l'appareil - Opération rapide - Entretien de l'électrode Potentiel redox (Eh) - Qualité de l'eau - Equilibres chimiques - pH-mètre/mV-mètre et électrode de platine - Calibrage et entretien de l'électrode Oxygène dissous - Qualité de l'eau - Temps de résidence - Réactions biochimiques - Oxymètre - Etalonnage de l'appareil - Variation de la pression - Faible courant d'eau nécessaire Echantillonnage L'échantillonnage est une opération délicate dont dépend la qualité des analyses chimiques. Les techniques de prélèvement (pompe aspirante ou immergée, préleveur de fond, etc.) doivent être adaptées en fonction des buts spécifiques afin d'obtenir la meilleure détermination possible des paramètres critiques (WILSON 1995). De plus, avant le prélèvement, une discussion sur les méthodologies et les conditions d'acquisition des données avec le laboratoire dans lequel seront effectuées les analyses est indispensable. Le tableau 3 résume les indications sur les techniques d'échantillonnage. Les échantillons destinés aux analyses inorganiques doivent systématiquement être filtrés, conservés dans des flacons polyéthylènes à l'abri de la lumière et à une température adaptée à leur conservation (4 à 8 0C). La filtration des échantillons permet de supprimer toute particule en suspension qui pourrait, lors de l'acidification, du refroidissement ou du stockage, repasser en solution et faire perdre à l'échantillon sa représentativité. Les filtres utilisés possèdent une porosité standard de 0.45 ^m. Pour chaque échantillon, le support du filtre doit être rincé et le filtre changé. Pour l'analyse des cations, l'échantillon est normalement acidifié après filtration avec de l'acide nitrique (HNO3) concentré (65 %) jusqu'à un pH d'environ 2. Pour les analyses isotopiques de l'eau (oxygène-18, deuterium et tritium), les flacons en verre sont utilisés afin d'éviter la diffusion en cas de stockage de longue durée. Les échantillons ne M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 187 sont pas filtrés et ne nécessitent pas de conditionnement spécifique, car les isotopes de l'eau ne sont pas affectés par les processus chimiques ou biologiques (CLARK & FRITZ 1997). Le prélèvement des substances organiques s'effectue de manière à éviter une perte des substances organiques ou une contamination non intentionnelle de l'échantillon. La filtration des échantillons pour les substances organiques implique généralement une détérioration de l'échantillon causée par des phénomènes de volatilisation ou d'oxydation des substances. Le prélèvement d'un échantillon bactériologique est délicat et il est nécessaire de prendre une série de précautions de façon à éviter une contamination de l'échantillon (matériel d'échantillonnage désinfecté, flacons stériles, flambage des tuyaux d'arrivée, etc.). La lumière et la température influencent la survie des bactéries. C'est pourquoi il est préférable de les transporter dans des caisses isothermes contenant des sachets réfrigérants. Le prélèvement bactériologique est effectué pour le contrôle des eaux de boissons : celles-ci ne doivent contenir aucun micro-organisme pathogène (WHO 1996). Tableau 3 : Quelques indications sur les techniques d'échantillonnage (d'après ULLRICH 1998). Substance analysée1' Flaconnage Volume (ml) Conditionnement Conservation à4°C Type d'analyse ' Minérale Cations maj. Cations min. Nitrate Nitrite Phosphate Bicarbonate Chlorure Sulfate Silice P ou V P ou V P ou V P ou V P ou V P ou V P ou V P ou V P ou V 250 250 250 250 250 250 250 250 250 filtration, + acide filtration, + acide filtration, + formol filtration filtration, + acide filtration filtration filtration filtration, + acide > 1 semaine 1 semaine 24 heures < 24 heures 1 semaine 24 heures 1 semaine 1 semaine 1 semaine CI SAA CI SPP SPP T CI CI SAA Isotope de l'eau 18O et D Tritium V (ou P) V (ou P) 100 500 - > 1 mois > 1 mois SM SM Organique Hydrocarbures Pesticides Phénols Cyanures Carbone org. DBO DCO V V Vborosilicaté V Vborosilicaté V ou P V ou P 1000 2000 500 500 100 1000 100 tétrachlor. de C sulfate de cuivre hydroxyde de Na + acide + acide 1 semaine 1 semaine 1 semaine 2 jours 24 heures 24 heures 24 heures CG, HPLC HPLC HPLC HPLC CG CG CG Bactériologique Coli, totaux Coli, fécaux Streptocoques fécaux V ou P V ou P V ou P 250 250 250 flacon stérile flacon stérile flacon stérile < 24 heures < 24 heures < 24 heures MF MF MF DBO = demande biologique en oxygène, DCO = demande chimique en oxygène; V = verre, P = polyethylene; ' CI = Chromatographie ionique, SAA = spectrométrie d'absorption atomique, SPP = spectrophotométrie, T = titrage acido-alcalimétrique, SM = spectrométrie de masse, CG = Chromatographie en phase gazeuse, HPLC = Chromatographie haute performance en phase liquide, MF = membrane filtrante. 4.2.2 Diagraphies physico-chimiques Une sonde multiparamètres permet d'exécuter des mesures simultanées de plusieurs paramètres tels que la conductivité électrique, température, oxygène dissous, pH, Eh et turbidité dans des forages ainsi que dans des eaux de surface (lacs, rivières). Elle offre aussi la possibilité de M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 188 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom surveiller simultanément les variations temporelles de plusieurs paramètres physico-chimiques d'une source ou d'un forage. L'instrument est composé d'une sonde multiparamètres, d'un câble (10 à 100 m) et d'un acquisiteur de données. L'enregistrement simultané de plusieurs paramètres évite les phénomènes de mélange, générés par l'utilisation de plusieurs sondes. Une diagraphie physico-chimique, réalisée avec une sonde multiparamètres descendue à une vitesse constante et faible, permet d'obtenir une bonne résolution verticale dépendant du pas d'échantillonnage choisi. Dans un forage au repos, les paramètres physico-chimiques évoluent en général en fonction des lithologies. Une diagraphie effectuée lors d'un essai de pompage permet de mettre en évidence les zones productrices de l'aquifère. 4.2.3 Isotopes de l'eau L'utilisation des isotopes comme traceurs naturels constitue un outil standard en hydrogéologie. L'oxygène-18, le deuterium et le tritium sont les constituants intimes de la molécule d'eau. Les deux premiers isotopes sont stables : leur noyau ne subit aucune modification au cours du temps et leur concentration varie à la suite des changements de phase d'eau. Le tritium quant à lui, est un isotope radioactif, dont le noyau se désintègre spontanément en un noyau d'hélium et un électron. Sa concentration diminue selon la loi de décroissance exponentielle de la radioactivité. La période nécessaire à la désintégration de la moitié des noyaux présents s'appelle temps de demi-vie et atteint une valeur de 12.43 années pour le tritium (FRITZ & FONTES 1980). En hydrogéologie, l'application des isotopes stables repose sur le rapport entre deux variétés isotopiques, en sachant que l'une d'elles varie en fonction de certains paramètres et phénomènes physiques tels que la température, !'evaporation ou la désintégration atomique, alors que l'autre reste pratiquement stable. Le fractionnement isotopique 8 est exprimé en %o. Le ô permet de comparer la teneur isotopique d'un échantillon à la teneur isotopique d'un standard. Le standard utilisé pour les isotopes stables de la molécule d'eau est le V-SMOW (Vienna-Standard Mean Ocean Water). Sa composition correspond à la moyenne mondiale des eaux océaniques. Pour l'oxygène-18, le 6 se calcule de la manière suivante : 5 0= [(Réchantillon " Rstandard) / Rstandard] * 1000 R représente le rapport entre l'isotope considéré et l'isotope le plus abondant (180/160). Plus le ô est négatif, plus l'eau est appauvrie en isotope lourd par rapport au standard. La mesure des teneurs en isotopes stables est effectuée par spectrométrie de masse en phase gazeuse. Le tritium 3H est exprimé en unité tritium (UT) : elle correspond à un rapport atomique 3H/1!! = 1018 (FETTER 1993). En hydrogéologie, la teneur en tritium est habituellement utilisée pour estimer la proportion des diverses composantes d'eau dans un mélange, ainsi que pour évaluer dans certains cas le temps de séjour souterrain moyen d'une eau. 4.2.4 Modélisation hydrochimique Sélection de logiciels disponibles Sur le marché, de nombreux logiciels de modélisation hydrochimique sont à disposition. Tous ces logiciels se basent uniquement sur les équilibres thermodynamiques, c'est-à-dire qu'ils ne tiennent pas compte des effets dus à la cinétique des réactions, à la vitesse d'écoulement et aux interactions eau / roche. Les logiciels ne sont en général pas adaptés à des eaux fortement minéralisées comme par exemple les saumures et les résultats, obtenus par le modèle d'activité de Debye-Hiickel, sont à considérer avec précaution dès que la minéralisation total dépasse 5 g/1 (DOMENICO & SCHWARTZ 1997). Comme tous les logiciels de modélisation, ceux concernant la modélisation hydrochimique ne calculent qu'une solution thermodynamique possible et non pas M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom_________________________________________________189 la réalité. La solution obtenue dépend des hypothèses faites par le modèle. Quelques logiciels hydrochimiques sont présentés ci dessous. PHREEQCI Le logiciel PHREEQCI (CHARLTON et al. 1997) est une interface graphique de Windows pour le logiciel hydrochimique PHREEQC (PARKHURST 1995). PHREEQC, écrit en langage d'ordinateur C, se base sur un modèle aqueux d'association ionique et exécute les opérations suivantes : • Des calculs d'espèces chimiques et des indices de saturation. • Des calculs du transport advectif et du chemin de réaction incluant des réactions irréversibles spécifiées, des mélanges de solution, des équilibres de minéraux et de gaz, la complexation de surface et des échanges ioniques. • Des distributions d'éléments redox sur leurs états de valence à partir des couples redox imposés. • Des réactions à une pression donnée pour une phase gazeuse multicomposante. • De la modélisation inverse. L'interface utilisateur se caractérise par un format libre du fichier d'entrée, en utilisant des noms de minéraux et d'espèces physico-chimiques. Pour la base de données, l'utilisateur peut choisir entre PHREEQC.DAT, WATEQ4F.DAT et MINTEQ.DAT. AquaChem Le logiciel AquaChem (WATERLOO HYDROGEOLOG1C 1998) est un logiciel de gestion de données hydrochimiques qui contient une interface avec le logiciel PHREEQC. AquaChem permet de faire des fiches d'analyse ainsi que des graphiques XY, Schoeller, Durov et Piper. Il peut calculer des régressions linéaires, des matrices de corrélation et la plupart des géothermomètres. Il calcule des mélanges d'eau (purement arithmétique) entre deux eaux. De plus, les fiches d'analyses de la base de données peuvent être exportées dans le logiciel EXCEL de Microsoft. SOLMINEQ88 Le logiciel SOLMINEQ88 a été développé surtout pour la modélisation des eaux dans les bassins sédimentaires et spécialement en relation avec du gaz et du pétrole, mais il peut être utilisé pour d'autres environnements géologiques également (KHARAKA et al. 1988, HlTCHON et al. 1998). SOLMINEQ88 offre entre autre les possibilités suivantes : • Calcul des activités, des espèces aqueuses, des indices de saturation, du bilan ionique, de la pression partielle du CO2. • Visualisation des indices de saturation sur un graphe. • Possibilité de choisir les équations de Pitzer pour calculer les activités dans des eaux fortement minéralisées. • Calcul de plusieurs géothermomètres. • Modélisation du mélange de deux types d'eau et de changement de température de l'eau. • Modélisation de dissolution ou de précipitation d'un ou de plusieurs minéraux. • Modélisation de la partition des phases volatiles entre eau, pétrole et gaz. NETPATH Le logiciel NETPATH est utilisé pour la modélisation inverse, c'est-à-dire la modélisation des réactions qui ont produit une eau de composition chimique connue, à partir d'une autre eau de M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 190 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom composition connue ou admise (PLUMMER et al. 1993). NETPATH inclut le logiciel DB, qui produit les fichiers d'entrée. Pour calculer la répartition des espèces aqueuses et des indices de saturation, NETPATH utilise le logiciel WATEQF. Les spécialités de NETPATH sont les suivantes : • Modélisation de l'évolution chimique d'une eau A vers une eau B le long d'une ligne d'écoulement en calculant les réactions avec des minéraux choisis (quantités dissoutes et précipitées). • Modélisation du mélange de plusieurs eaux en combinaison avec des réactions de dissolution / précipitation. • Modélisation de l'évolution isotopique d'une eau A vers une eau B pour les isotopes du soufre, strontium, carbone, hydrogène et oxygène. Le grand avantage de ce logiciel est la combinaison entre une modélisation chimique et une modélisation isotopique. En effet, un modèle qui satisfait les données chimiques doit obligatoirement satisfaire les données isotopiques. MULTIS Le logiciel MULTIS (IAEA 1998) n'est pas un logiciel de modélisation hydrochimique mais un logiciel permettant le calcul de l'âge d'une eau à partir des données isotopiques (tritium, carbone-14, oxygène-18 et deuterium). Il peut utiliser plusieurs modèles d'écoulement tel que l'écoulement par piston, le modèle exponentiel, le modèle linéaire et des combinaisons entre ces différents modèles (RICHTER et al. 1993). Des fonctions d'entrée peuvent être définies par l'utilisateur selon ses besoins. 4.3 Méthodes géophysiques 4.3.1 Géophysique de surface GRAVIMETRIE La mesure en surface de la pesanteur et sa comparaison avec un modèle simple et homogène du sous-sol (gcaicuié) permet de mettre en évidence des corps géologiques de densités différentes (NETTLETON 1976). L'anomalie de Bouguer ainsi définie s'exprime par : Anomalie de Bouguer (AB) = Pesanteur mesurée (gmesuré) - Pesanteur calculée (gcaicuié) Où gcaicuié ) également appelé "Modèle de l'Anomalie de Bouguer" est obtenu à partir de la pesanteur théorique d'un ellipsoïde de référence à la position géographique de la mesure, additionnée de trois corrections gravifiques faisant intervenir respectivement les variations d'altitude, de masse et de relief autour du point de mesure : gcaicuié — gellipsoïde " ^gair libre "¦" ^gplateau " ^gtopographie Si l'anomalie de Bouguer est positive, une structure de densité plus élevée vient perturber le modèle alors que si elle est négative un corps de densité moins élevée existe dans le sous-sol. Afin de mettre en évidence les structures géologiques intéressantes dans le cadre d'une prospection hydrogéologique en milieu poreux (profondeur du substratum rocheux et géométrie du contact entre le substratum et le remplissage) il est nécessaire de s'affranchir des effets gravifiques profonds et de ne conserver que ceux directement en relation avec le remplissage quaternaire. Pour cela une anomalie gravifique régionale doit être déterminée puis recalée sur M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 191 des éléments quantitatifs ponctuels extérieurs à la méthode gravimétrique (données sismiques, forages). L'anomalie gravifique résiduelle peut alors être calculée par : Anomalie gravifique résiduelle = Anomalie de Bouguer - Anomalie régionale. La modélisation 2D ou 3D de l'anomalie gravifique résiduelle permet de mettre en évidence la structure de l'aquifère. L'exemple fictif donné sur la figure 1 simule : A L'anomalie de Bouguer mesurée ainsi que l'anomalie régionale ; B L'anomalie résiduelle mesurée et l'anomalie résiduelle calculée à partir du modèle C. "S 2 ¦ c 0 . -o -6 - I -8- « E -io- o C < ^V S -^r. -yL V = B Anomalie résiduelle mesurée Anomalie résiduelle modtHiscc - I ' ! i i I f i I f~ ! Station de mesure -4 grnvimclriquc I I I M I I I I I I ! I I ! I M I i I I I I I I I M I "- c Figure 1 : Modélisation gravimétrique d'une vallée quaternaire. SISMIQUE REFRACTION La mesure des temps de trajet d'un front d'ondes entre une source sismique et des capteurs situés en surface permet de distinguer les roches poreuses ou fracturées des roches compactes, les formations meubles des formations consolidées et les roches saturées des non saturées. Elle est de ce fait très utilisée en prospection hydrogéologique (MEYER DE Stadelhofen 1991). Les ondes qui parcourent le sous-sol après un ébranlement sont de trois types : ondes de surface ; ondes de compression (P) ; ondes de cisaillement (S). Les ondes de compression sont les plus rapides et obéissent aux lois de l'optique, elles peuvent être réfractées et réfléchies. La figure 2 montre le trajet des ondes P dans l'espace distance - profondeur (X - Z) ainsi que leur représentation dans l'espace distance - temps (X -T). M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 192 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Les rayons émis par la source partent dans toutes les directions et, en fonction de leur angle d'incidence (i) avec le plan séparant deux milieux de vitesse sismique différente, ils sont : totalement réfléchis si : i > ic (ic : angle d'incidence critique) ; en partie réfléchis et en partie réfractés dans le milieu V2 si : i < ic; partiellement réfléchis et partiellement réfractés le long de l'interface séparant les milieux V] et V2 si : i = ic ; une part des rayons réfractés est réémise vers la surface. +- «gië^^t X distance ¦aöte S : source V : vitesse P du premier milieu V : vitesse P du second milieu ic : angle critique; sin ic Onde directe : Onde réfractée Hl V2 V2 Ti : intercept time Ti Epaisseur du premier terrain : T, Z1 = - V^ Onde réfléchie : t = t + — 2 Z t0 = —' : echo time V1 Figure 2 : Représentation dans les espaces X - Z et X - T des trajets des rayons émis par une source sismique. De l'observation des temps d'arrivées en surface des ondes de compression directes, réfléchies et réfractées, il ressort que : jusqu'au point de brisure (Xb), l'onde directe constitue la première arrivée ; à partir du point de brisure, l'onde réfractée arrive en premier ; l'onde réfléchie arrive toujours après l'onde de surface ou l'onde réfractée. Ces caractéristiques expliquent en partie pourquoi la sismique réfraction est plus utilisée que la sismique réflexion en prospection hydrologique superficielle. Il est en effet très aisé de déterminer le temps de la première arrivée sur un enregistrement sismique et d'en déduire les vitesses P qui apportent des informations sur la porosité et la saturation des roches. La sismique réfraction permet de déterminer rapidement la géométrie du contact entre le substratum rocheux et le remplissage sédimentaire susceptible de constituer un aquifère potentiel. Elle ne nécessite que peu de moyens de traitement informatique, autre raison pour laquelle elle est généralement préférée à la sismique réflexion dans le cadre d'une prospection hydrogéologique en milieu poreux. Pour que la sismique réfraction puisse être mise en œuvre, il faut que : un contraste de vitesse des ondes dans le sous-sol existe ; les couches constitutives du sous-sol présentent des vitesses croissant avec la profondeur. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 193 METHODES GEOELECTRIQUES Les méthodes géoélectriques à courant continu sont basées sur le principe de la mesure de la résistivité électrique apparente du sous-sol à l'aide d'un dispositif quadripole (AMNB) et d'un resistivimètre (ampèremètre A et voltmètre V) doté d'un système de compensation de la polarisation spontanée (PS) (figure 3). A, B : électrodes d'injection de courant M, N : électrodes de mesure du potentiel I : courant électrique AV : différence de potentiel K : facteur géométrique Y . y AM * AN MN Rho : résistivité apparente Rho =K4^ Figure 3 : Principe de la mesure de résistivité apparente du sous-sol à l'aide d'un dispositif quadripole. La résistivité électrique apparente d'une formation est fonction de la nature minéralogique et de la granulometrie de ses constituants, de sa porosité, de la saturation et des caractéristiques électriques du fluide d'imbibition (ARCHIE 1942) : : résistivité électrique apparente Rw : résistivité électrique du fluide d'imbibition Sw : taux de saturation n : exposant de saturation (en général n=2) F : facteur de formation a : facteur lithologique (0.6< a < Z) O : porosité Vjn : facteur de cémentation ou tortuosité (1.3 < m < 2.2) Rho = F * Rw *Sw"n F= a*oVm { U existe plusieurs types de mise en œuvre de la mesure de la résistivité apparente des formations, types qui sont fonction de la géométrie et du mode de déplacement du quadripole AMNB. On distingue ainsi le traîner, le sondage et la pseudo-section électrique. Traîner électrique Un quadripole AMNB de dimension constante est traîné en surface afin de couvrir le terrain à étudier. Un traîner est défini par la longueur de ligne AB, par la distance entre les électrodes de mesures du potentiel (MN) qui sont centrées sur le dispositif et par le pas d'avancement entre deux mesures successives. Le levé d'une carte de traîner électrique permet d'imager une tranche de sous-sol de profondeur plus ou moins constante et ainsi de mettre en évidence la répartition dans le plan horizontal de corps de résistivités électriques différentes. L'analyse comparative de la carte de résistivité du sous-sol et de la carte de répartition des résistivités des eaux (mesurées dans les cours d'eau, les sources et les forages) permet de déterminer si une hétérogénéité visible sur la carte de traîner électrique est imputable à une variation de la composition minéralogique et granulométrique des sédiments ou à une variation des caractéristiques électriques du fluide d'imbibition. Il est dès lors possible de connaître la répartition spatiale en deux dimensions de corps sédimentaires de résistivités électriques différentes. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 194 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Sondage électrique Un sondage électrique vertical donne la répartition, à l'aplomb du point de mesure, des résistivités électriques apparentes pour une succession de valeurs d'écartement du dispositif quadripole. A partir de ces mesures, il est possible via un processus d'inversion, de proposer un modèle (1-D) de la répartition des terrains électriquement différents constituant le sous-sol. Pseudo-section électrique Une coupe verticale (2-D) de la répartition des résistivités électriques dans le sous-sol mettant en évidence la géométrie de corps géologiques aux caractéristiques électriques contrastées est obtenue après inversion (LOKE 1997) des données fournies par un dispositif multi-électrodes (figure 4). Résistivimètre 1, 2, 3,... : électrodes alternativement A, B, M ou N i : distance interélectrode initiale Figure 4 : Représentation schématique d'un dispositif multi-électrodes. Chacune des électrodes constituant le dispositif joue alternativement le rôle d'électrode d'injection du courant (A ou B) ou d'électrode de mesure du potentiel (M ou N). Les niveaux d'acquisition de plus en plus profond sont obtenus par accroissement de la distance interélectrode : 1 = A;2 = M;3 = N;4 = B 2 = A;3 = M;4 = N;5 = B 3 = A;4=... 1 = A; 3 = M;5 = N;7 = B 2 = A;4 = M;6 = N;8 = B 3 = A;5 = ... Une diagraphie est l'enregistrement en continu d'un ou de plusieurs paramètres physiques ou chimiques des fluides ou des formations rencontrés par un forage. Les diagraphies utilisées en hydrogéologie sont de plusieurs types : diagraphies du fluide ; diagraphies électriques et électromagnétiques ; diagraphie sonique ; diagraphies nucléaires ; débitmètre thermique. De plus une mise en œuvre particulière des diagraphies du fluide est utile à la détermination de certains paramètres hydrauliques en milieu poreux, il s'agit de la technique de dilution. - 1er niveau (interélectrode = i) : - 2ème niveau (interélectrode = 2i) : - 3ème niveau (interélectrode = 3i) : 4.3.2 Géophysique de forage M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifêre alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 195 Diagraphies du fluide La mesure en continu de la température et de la resisti vite de l'eau contenue dans un forage permet de mettre en évidence les zones de circulation, de venues ou de perte d'eau ; de calculer le gradient géothermique et d'évaluer grossièrement la qualité de l'eau. En effet, plus une eau est chargée, moins elle sera résistante. L'acquisition des données se fait en premier, à la descente et à vitesse réduite (environ 1 m/min) afin d'éviter de perturber la colonne de fluide. Diagraphies électriques et électromagnétiques Les outils électriques sont particulièrement nombreux, mais les plus courants sont les sondes normales 8", 16", 32" et 64", le Latérolog-3 et la sonde électromagnétique. Tous ces outils servent à mesurer, avec des caractéristiques spécifiques différentes (définition verticale, profondeur d'investigation), la résistivité électrique des formations traversées par un forage. La connaissance de la résistivité de l'eau d'imbibition et de la résistivité d'une formation permet d'approcher la valeur de la porosité de la formation pour autant que le taux de saturation soit connu et que la formation soit propre c'est-à-dire dénuée d'argile (ARCHIE 1942). Diagraphie sonique Une diagraphie sonique est l'enregistrement du temps d'arrivée de l'onde acoustique à deux distances fixes d'un émetteur. L'onde émise au temps To se propage le long de la paroi du forage et revient sur les récepteurs Ri et R2. Connaissant la distance entre les deux récepteurs et mesurant les temps d'arrivées ATi et AT2, il est possible de calculer la vitesse de l'onde acoustique dans le terrain. A partir de la vitesse des ondes P (VP), il est possible d'approcher la porosité totale d'une formation (WYLLIE et al. 1956 ; RAYMER & GARDNER 1980). Diagraphies nucléaires Il existe deux types de diagraphies nucléaires, celles qui utilisent la radioactivité naturelle et celles qui se servent de la radioactivité provoquée par une source fixée à la sonde. L'enregistrement de la radioactivité naturelle en CPS (Coups Par Seconde) au moyen de la sonde Gamma Ray permet de déterminer l'argilosité (Indice d'argile ISh) d'une formation : 1 ,h S--------------------- ou : I -L : volume d argile en % GRn-GRn* GRx : valeur en CPS du Gamma Ray à la profondeur x GRnUn '¦ valeur minimale en CPS du Gamma Ray GR„aX '¦ valeur maximale en CPS du Gamma Ray Ce procédé de détermination de l'argilosité d'une formation n'est utilisable que si les argiles sont effectivement radioactives. Dans les séries alluvionnaires quaternaires les argiles, prises au sens granulométrique, sont souvent moins radioactives que les sables ou graviers issus du démantèlement de roches acides. Dans ces conditions la détermination de la porosité et de la porosité efficace peut se faire en ayant recours à une analyse volumique à partir des enregistrements Gamma-Gamma et Neutron Neutron-thermique (figure 5). La sonde Gamma-Gamma mesure la radioactivité y provoquée lorsqu'une formation est soumise à un rayonnement y incident. La quantité de rayonnement y mesurée est, essentiellement, proportionnelle à la densité de la formation. Dans le cas d'une formation poreuse et perméable, la porosité totale peut être calculée pour autant que la densité globale, la densité de matrice et la densité du fluide d'imbibition soient connues. La sonde Neutron Neutron-thermique ou, plus commodément, Neutron permet de quantifier la teneur en hydrogène d'une formation soumise à un bombardement neutronique. Pour autant que la formation soit propre (dénuée d'argile) et saturée en eau, l'indice d'hydrogène peut être converti en porosité totale. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 196 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom La calibration des outils Gamma-Gamma et Neutron Neutron-thermique basée sur l'analyse en laboratoire d'échantillons, permet de déterminer de façon quantitative les valeurs de densité, de densité de matrice, de porosité totale et de porosité efficace d'un milieu poreux saturé, triphasique, composé d'eau, de quartz et d'argile. Dans le cas d'un milieu non saturé, ces paramètres peuvent également être déterminé pour autant que le taux de saturation (Sw) ou la porosité totale (<î>) soit connu (BARON & CHAPELLIER 1999). Gamma-gamma (lGG) Densité (p) Milieu saturé Porosité (¢) Neutron Neutron-thermique (lNN) Index d'hydrogène (lH) Gamma-gamma (lGG) Teneur en eau (^) (jt>w = Sw) (Pq - PM) Pq ¦ Psh Porosité efficace : fraction de porosité dans le % volumique de matrice quartzitique fEff =vr 1 Figure 5 : Organigramme de détermination de la porosité efficace à partir des enregistrements Gamma- Gamma et Neutron Neutron-thermique. Débitmètre thermique Un débitmètre thermique permet de déterminer de façon discrète (point par point selon des intervalles choisis par l'opérateur) des débits ainsi que des vitesses d'écoulement vertical très faibles qui ne pourraient pas être décelés par un débitmètre classique à moulinet (figure 6). Dispositif de focalisation du flux Corps de chauffe Figure 6 : Débitmètre thermique. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 197 Un corps de chauffe induit une augmentation de la température d'une pellicule d'eau située entre deux thermomètres de haute précision disposés de part et d'autre du corps de chauffe dans le plan vertical. Cette tranche d'eau se déplace dans le forage au gré des circulations présentes et atteint, après un certain temps, en fonction de la direction d'écoulement du fluide, l'un des deux thermomètres. Le temps mis par le signal thermique pour transiter jusqu'à l'un des capteurs est fonction de la vitesse d'écoulement du fluide dans le plan vertical. Le débitmètre thermique sert essentiellement à caractériser les écoulements verticaux et à mettre en évidence les zones de recharge ou de décharge. Technique de dilution Elle consiste à suivre l'évolution au cours du temps de la concentration d'un traceur, en l'occurrence du sel (NaCl) introduit dans l'eau d'un forage. Cette méthode s'apparente à un essai de traçage monopuits. La connaissance de la variation dans le temps de la résistivité du fluide permet de calculer le débit, la vitesse apparente et la vitesse de filtration d'une tranche d'eau (Halevy et al. 1967). La perméabilité de l'aquifère peut être calculée à partir de la vitesse de filtration (Castany 1982). La vitesse de filtration apparente (Va) est liée à la variation de résistivité par la relation : V. =¦ 2At, In R, 1.047 rR V047 wR»; -l R0 : résistivité de l'eau avant salage Ri : résistivité de l'eau immédiatement après salage, au temps ti Rn : résistivité de l'eau au temps Atn = t„ — tj r : rayon du forage La vitesse de filtration dans l'aquifère (Vf) est perturbée entre autre par la présence du forage, et par la diffusion moléculaire du traceur. Néanmoins il est admis que cette vitesse est liée à la vitesse apparente (Va) corrigée d'un certain nombre de paramètres selon l'approximation suivante (HALEVY et al. 1967) : Va=aVf+Vh+Vs+Vd+Vm où : Vh : vitesse apparente due aux effets de densité (concentration, température...) Vs : vitesse apparente due aux courants verticaux Vd : vitesse apparente due à la diffusion moléculaire du traceur Vm : vitesse apparente due au brassage artificiel (déplacement de la sonde le long de la colonne d'eau. On peut considérer le paramètre Vd, comme négligeable (HALEVY et al. 1967) ; les valeurs de Vh et de Vn, peuvent être diminuées lors de la mise en œuvre de la méthode. Le paramètre Vs n'est pas forcément négligeable. En effet, il se peut que le forage mette en contact des aquifères de potentiels hydrauliques différents, établissant ainsi des flux verticaux à l'intérieur du forage. Dans le cas d'un flux horizontal seul, on a : vf.i a U M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 198 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Le facteur a (coefficient de distorsion hydraulique) dépend des caractéristiques techniques du forage. Le "Forschungstelle für Radiohydrometrie" a montré en 1967 que pour un écoulement laminaire on a : a = - 1 + - k2J 1 + [Yl J2, 1- V f 1-- J) k2J (Y Si r3, ( \2 ( \^ Vr3, Où : ri : rayon interne du piézomètre ki Ï2 : rayon externe du piézomètre k2 Ti : rayon du forage k3 perméabilité du piézomètre perméabilité du massif filtrant perméabilité de l'aquifère Dans le cas où le forage n'est pas équipé de massif filtrant, l'expression peut se rapporter à la formule Ogilvi (HALEVY et al. 1967) : 4 a ¦ 1 + 1 lr2 1- lr2 La vitesse de filtration et la perméabilité K sont liées par la formule suivante, tirée de la loi de Darcy (CASTANY 1982) : K = Vf/i où K : coefficient de perméabilité [m/s] i : gradient hydraulique de la nappe La vitesse de filtration est liée à la vitesse apparente par le facteur a, qui dépend de la perméabilité de l'aquifère. Cette double dépendance peut s'exprimer sous la forme d'un système de deux équations : v -Yl f a K=YL Vr = K = Va (r\ 1 + vr>, + ¦ K^ ( frW 1 ^9 I V 2 J) Ainsi, la vitesse de filtration Vf peut être calculée à partir de la vitesse de filtration apparente, des données techniques du forage et du gradient hydraulique par : V-k,-i Vf=- 1+ ' v * / 4-Jk1-I-V. 1- ( „ A v l J 2\ 5. Discussion des méthodes Une prospection hydrogéologique en milieu poreux peut se subdiviser en cinq étapes successives : 1. Détermination de Ia structure de l'aquifère 2. Evaluation de la qualité de l'eau 3. Détermination du potentiel de l'aquifère M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 199 4. Implantation des forages d'exploitation 5. Délimitation des zones de protection Ces différents stades de prospection sont schématiquement représentés sous forme d'organigrammes et de tableaux synthétiques au chapitre 6. Pour chacun de ces stades, les méthodes hydrogéologiques, hydrochimiques et géophysiques sont utilisables, seule ou en combinaison. En particulier, la détermination du potentiel de l'aquifère peut s'effectuer soit au laboratoire sur échantillons, soit par l'intermédiaire de la géophysique de forage soit encore par des essais de pompage. Chacune de ces approches permet de quantifier un ou plusieurs des paramètres hydrauliques décrivant les potentialités d'un aquifère, avec toutefois des domaines de validité et des caractéristiques spécifiques à chaque méthodes. L'analyse des échantillons en laboratoire permet de déterminer la teneur en eau, la saturation, la porosité ainsi que la perméabilité de façon ponctuelle. Ces déterminations ont une validité extrêmement localisée et sont affectées d'erreurs difficilement appréciables, dues aux déformations subies par l'échantillon et aux éventuelles pertes d'eau occasionnées lors du conditionnement et du stockage de l'échantillon . La géophysique de forage conduit à la quantification de la porosité totale et efficace, de la perméabilité et des vitesses de filtration horizontales. Elle permet également de caractériser les circulations verticales et de mettre en évidence les zones de recharge ou de décharge. Ces différents paramètres sont déterminés in situ et de façon continue pour un forage donné. La géophysique de forage ne met toutefois pas en évidence les éventuelles anisotropics directionnelles pouvant affecter les paramètres hydrauliques. A l'aide des méthodes hydrogéologiques, essai de pompage et essai de traçage, la porosité efficace, la perméabilité horizontale et la vitesse de filtration entre deux ou plusieurs forages peuvent être déterminées. Les valeurs des paramètres hydrauliques ainsi obtenus représentent des grandeurs moyennes entre deux forages. Si le réseau de forages est judicieusement choisi, il est possible de détecter d'éventuelles anisotropics directionnelles. L'utilisation combinée des méthodes de laboratoire, de la géophysique de forage et des méthodes hydrogéologiques permet d'obtenir une vision à plusieurs échelles d'un aquifère poreux et augmente considérablement la confiance qui peut être accordée à une détermination quantitative des paramètres hydrauliques. 6. Organigrammes et tableaux synthétiques La figure 7 montre les différentes étapes successives de la méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux présentée sous forme d'organigrammes. Chaque étape de recherche est représentée par un organigramme indépendant. Ensuite, les différentes étapes ont été classées par ordre chronologique pour décrire la procédure générale d'une étude hydrogéologique. Finalement, les tableaux 4 à 7 résument pour chaque méthode le principe, la mise en oeuvre, les conditions d'application, le résultat obtenu, la durée et les coûts. Un tableau synthétique a été effectué pour chaque étape de recherche : détermination de la structure de l'aquifère, évaluation de la qualité de l'eau, détermination du potentiel de l'aquifère, implantation des forages d'exploitation et délimitation des zones de protection. Un indicateur spécifique (No) a été attribué à chaque méthode. Cet indicateur peut être retrouvé dans les tableaux 4 à 7, ainsi que sur la figure 7. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 200 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom O) P) 3 (O (D TJ OT D O O OT OT (D ree ¦o D W O O) (/) esur des E 4) O S KD > ^3 ? « O 0) ü O) 0) (0 J= £ 3 ree £ •• U J= n CL •a) U O) KD U) OT .** 0) (D C OT (D 0) 4-* 3 OT CT X a) E OT j= (1) ü kd o C KD C O) O K -o OT (D OT 3 0) (T U O) C O *J3 (D O KD U) CL D E TJ O >* ü J= (0 C '(O CO t < S (D "C O) 0) U (0 t: 3 (0 (D «¦° >- in q » 3 CT °£ T. 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Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 205 m— '3 CT" _ca U T3 tj 3 L- ¦4—1 OO 3 cd JD X) cd H Oi — " S [3] S 2 5 Remarques Coûts peut être réduit si la base topographique nécessaire existe déjà. Nécessite un matériel de traitement informatique léger. Peut être réalisé par 2 personnes. Nécessite la présence d'au moins 3 personnes. Nécessite la présence d'au moins 3 personnes. Peut être réalisé par 2 personnes. Nécessite l'utilisation d'un logiciel d'inversion. Equipement simple, réalisable par une seule personne. Coûts Moyen à élevé en fonction de la surface. Moyen Faible Faible Faible Moyen Réduit Durée Longue Moyenne Rapide Rapide Rapide Rapide Moyenne Résultat obtenu Répartition des densités et des unités géologiques dans le sous-sol. Individualisation et détermination des épaisseurs des couches géologiques constitutives du sous-sol. Détermination de la résistivité électrique des terrains constitutifs du sous-sol. Distribution horizontale de la résistivité apparente pour une tranche de terrain de profondeur quasi constante, dépendante de AB. Distribution verticale de la résistivité électrique des formations géologique à la verticale du point de mesures. Coupe verticale de la distribution de la résistivité électrique des formations géologiques. Débit, zone de recharge et décharge, caractéristiques physiques des eaux de surface. Conditions d'application Existence d'un contraste de densité entre les différentes unités géologiques. Existence d'une distribution des vitesses sismiques croissantes avec la profondeur. Existence d'affleurements en surface des constituants du sous-sol ou d'un forage carotté. Existence de contrastes de résistivité électrique. Existence de contrastes de résistivité électrique. Existence de contrastes de résistivité électrique. Débit minimal selon la méthode utilisée; écoulement laminaire. Mise en œuvre Base topographique précise au cm près, gravimètre. Source sismique (marteau, fusil ou dynamite en fonction de la profondeur d'investigation), flûte de géophones, enregistreur sismique. Résistivimètre avec système d'affranchissement de la PS, électrodes et câbles électriques. Résistivimètre avec système d'affranchissement de la PS, électrodes et câbles électriques. Résistivimètre avec système d'affranchissement de la PS, électrodes et câbles électriques. Résistivimètre avec système d'affranchissement de la PS et multiplexeur, électrodes et câbles électriques. Canne de Jens, moulinet, sel, seau, chevillère, chronomètre. Principe Mesure de la valeur relative de la gravité à la surface du sol. Mesure des temps de trajets d'un front d'ondes entre une source sismique et des récepteurs situés en surface. Mesure de la résistivité électrique des constituants du sous-sol affleurant en surface ou à proximité d'un forage carotté à l'aide d'un dispositif quadripole (AMNB). Mesure de la résistivité électrique apparente du sous-sol à partir d'un quadripole (AMNB) de dimension constante, traîné en surface. Mesure de la résistivité électrique apparente du sous-sol à partir d'un dispositif quadripole (AMNB) pour une succession de valeurs d'écartement du dispositif. Mesure de la résistivité électrique apparente du sous-sol à partir d'un dispositif multi-quadripôle (AMNB), le long d'un profil. Mesure du débit, de la température et de la conductivité des eaux de surface. Méthode Gravimétrie Sismique réfraction Sondages paramétriques Traîner électrique Sondages électriques Pseudo-section électrique Mesures des cours d'eau et des sources i - (N C-O •v* IO VO r- 206 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 3 ta JU u TJ ta 3 er ja tu •o B ^-» ta _g "tö > w 1 S F^ S S E Remarques Coût peut être réduit si le forage est destructif, min. 2 personnes. Peut être réalisé par une personne, étalonnage des appareils. Peut être réalisé par 2 personnes. Equipement important, conditions spécifiques au laboratoire. Prélèvement délicat, conditions spécifiques au laboratoire. Coûts Moyen à élevé en fonction de la prof Faible Faible Moyen Elevé Durée Longue Rapide Moyenne Longue Longue Résultat obtenu Evolution verticale des couches géologiques; profondeur de l'eau et épaisseur de l'aquifère. Minéralisation de l'eau; qualité et origine de l'eau; temps de résidence; équilibres thermodynamiques. Logs de T, EC, pH, Eh, O2, turbidité, évent. NO3; Relations eau -roche; Zone de recharge. Concentration des espèces majeures : Ca, Mg, Na, K, HCO3, SO4, Cl, NO3. Traces. Concentration des espèces bactériologiques dans l'eau. Conditions d'application Accessibilité facile avec un camion lourd. Existence d'une source d'eau voisine. Accessibilité facile. Nécessite un préleveur ou une pompe pour une mesure dans un forage. Existence d'une crépine sur toute la longueur de l'aquifère ou d'un trou nu. Diamètre du forage >2". Existence d'un laboratoire bien équipé. Nécessite des échantillons d'eau soigneusement prélevés, transportés et stockés. Existence d'un laboratoire bien équipé. Nécessite des échantillons d'eau soigneusement prélevés, transportés et stockés. Mise en œuvre Foreuse, camion, matériel de chantier. Sonde thermométrique, conductimètre, oxymètre, pH-mètre, pH-mètre/mV-mètre. Sonde multiparamètres, enregistreur de données, câble de 50 à 10Om. Chromatographie ionique, spectrométrie d'absorption atomique, titrations. Membrane filtrante. Principe Exécution d'un forage de reconnaissance carotté, récupération et stockage adéquat des carottes. Mesure de température, de conductivité électrique, d'oxygène dissous, de potentiel redox et de pH dans le terrain. Mesures simultanées des diagraphies de conductivité él., de température, de pH, de potentiel redox, d'oxygène dissous et de turbidité. Mesures au repos et en pompage. Mesure des espèces chimiques majeures et traces dans un laboratoire sur des échantillons d'eau : échantillons acidifiés pour l'analyse des cations. Mesure des espèces bactériologiques dans un laboratoire sur des échantillons d'eau. Méthode Implantation et exécution d'un forage de reconnaissance carotté Mesures en tête de puits Logs physicochimiques Analyses chimiques Analyses bactériologiques I OO Cs 0 - ts Os >- O S O Z x U UJ H O Os Os Z < W II Os Os e m < PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 207 b - ^ U5 (U S S" Im es £ (U Qh 3SC E. 13 3 u (U "3 XJ -¾ ¦" (« ta gflllll (A ,O o.ca xJ .2 u 3 ca a. o. (N o ca O. o. (U «5 OJ -I—' C C « 0 VU IO C/3 O P 3 P fe £ O O- U cd (X Q. tu -s g iä-y CU " 3 cj O 13 o g o. c o.xj i_ ü E 2 O U C (U >-, O C V- (u o X tu o X I *v ta c '. U-Sr- p X •r U c "- tu o X ca S '¦ U. B r- (U >(U u 9 O 2<ä g 2 2¾ '2 ü "Aï +£ U- -3 t/3 C/î SuPP vu P te te Q a a a Q ^ 1 t C '5. 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S C 9 C C C C O- Ü -o .2JS = S)S £ o 2 S o u a 73 È> C x J J= o u U OO e u e —o « ca vu e o. e .3 /ea O 73 e N E MU CT — ^— •C £ "> -U 3 S ISI Cc"5 2 S u U S3 3 o P u .— VU CO 73 X > G oo g § 73 £ 3 2 73 O) J3 U ca 3 OO (U ca n QA 3 3 73 u C 3 ule U C C U U o OO O ca U U C (I) O. OU 3 & Cd u c C U O C <- U P P 3 U — § Il - " g ¦S S I 5ô ça oo o -fa v" ' 1 f> ill ?= o j- —.- (U K vu O C S- C o Ö U 73 Si "- oo 73 3 CJ ^ U B & S 73 .E E Ë r< O U /ea U III ca £ u — CJ w U oo C 73 C U s s g .2-3 3 I S 8 sfi§ III ill f c O s J= CJ „ S .S" g- 111 Z, J= 60 ca u u Ü U-O •Sil 4- > ü g 3 'S)C E Aj O C *3 — tu .S-.S .E I CT S tu «J CO QJ O) C O C O Vi sel m « CO E u IN c r/i o. ,— U CO S <« o u ¦a > CJ 'S U O o a 0.73 C vu U > >, U .P vu o -o & o <-. U "ca .2 •&£ ST W nde seur CJ O •a (- O. 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(m s/mer) forée (m) 609126-001 SA-I 1987 [1] 609954 126628 571.01 - 25.00 - FCN 610126-001 SA-2 1987 [1] 610095 126552 572.01 - 25.50 - FCN 610126-002 SA-3 1987 [1] 610412 126719 570.49 - 20.20 - FCN 610126-003 SA-4 1987 [1] 610820 126891 587.87 - 20.00 - FCN 611127-001 SA-5 1987 [1] 611414 127112 586.03 - 35.20 - FCN 611127-002 SA-6 1987 [1] 611537 127244 572.32 - 20.00 - FCN 611127-003 SA-7 1987 [1] 611599 127155 603.17 604.03 37.50 15 -30 FC4 611127-004 SA-8 1987 [1] 611787 127265 567.59 568.27 35.00 11 -24 FC2 611127-005 SA-9/P1 1987 [1] 611950 127300 565.29 566.05 26.00 9- 13 FC2, FPM 611127-006 SA-9/P2 1987 ti] 611950 127300 565.29 565.67 26.00 23 -25 FC2, FPM 612127-001 SA-10 1987 [1] 612172 127354 560.17 560.17 25.00 A- 10 FC4 612127-002 SA-Il 1987 [1] 612325 127400 562.96 563.86 26.00 8- 12 FC2 612127-003 SA-12 1987 [1] 612309 127428 559.08 560.02 20.00 A- 20 FC4 612127-004 SA-13 1987 [1] 612425 127473 562.81 563.64 25.70 6- 14 FC4 612127-005 SA-14 1987 [1] 612588 127593 568.42 568.22 25.50 15 -25 FC4 612128-001 SA-15 1987 [1] 612931 128002 581.85 - 18.10 - FCN 613128-001 SA-16 1987 [1] 613292 128363 596.14 - 15.00 - FCN 610126-004 Pl - [4] 610021 126926 536.56 538.26 - - PB4,PL 610127-001 P2 - [4] 610298 127242 541.86 543.05 9.00 - PB4 610127-002 P3 - [4] 610281 127102 540.50 541.97 7.10 - PB4 610127-003 P4 - [4] 610344 127001 541.33 542.51 7.00 - PB4 611127-007 P5 - [4] 611007 127076 548.10 549.77 - - - 611127-008 P6 - [4] 611014 127914 560.71 561.79 20.50 - PB4 611127-009 P7 - [4] 611083 127507 552.34 553.99 - - PB4,PL 611127-010 P8 - [4] 611145 127505 554.76 555.88 12.00 - PB4 611127-011 P9 - [4] 611213 127111 554.12 555.91 7.50 - PB4JPL 611127-012 PlO - [4] 611218 127107 555.71 559.94 11.00 - PB4 612127-006 PIl - [4] 612204 127693 557.91 559.17 10.50 - PB4 612127-007 Pila 1997 [2] 612210 127685 557.97 557.94 30.20 A- 30 FC4 612127-008 PlIb 1997 [2] 612216 127677 558.08 558.61 15.00 3- 15 FD4 612127-009 Pile 1997 [2] 612204 127677 558.01 558.93 15.00 3- 15 FD4 612127-010 PlId 1997 [2] 612197 127669 557.95 558.57 15.00 3- 15 FD4 612127-011 P12 1993 [3] 612120 127924 558.98 560.12 24.00 5- 22 FC4 612128-002 P13 1993 [4] 612150 128310 560.46 561.57 10.50 FD4 612127-012 P14 1993 [4] 612255 127485 557.38 558.51 9.00 6 -9 PB4 612127-013 P15 1993 [4] 612106 127479 555.90 557.10 9.50 6.5 -9.5 PB4 611127-013 P16 1993 [4] 611708 127960 554.78 555.66 8.00 5 -8 PB4 612127-014 P17 1993 [4] 612011 127474 555.67 556.84 7.10 PB4 611127-014 P18 1993 [4] 611611 127457 553.99 555.12 6.00 3 -6 PB4 611127-015 P19 1993 [4] 611564 127651 553.24 554.33 8.00 5 -8 PB4 611127-016 P20 1993 [4] 611553 127773 553.34 554.29 8.00 5 -8 PB4 611127-017 P21 1993 [4] 611322 127348 552.89 554.12 3.00 0 -3 PB4.PL 611127-018 P22 1993 [4] 611278 127413 557.79 558.93 12.00 2- 12 FD4 611127-019 P23 1993 [4] 611011 127381 554.25 555.30 13.00 10 -13 PB4 611127-020 P24 1993 [4] 611012 127382 554.19 555.30 8.00 5 -8 PB4 610127-004 P25 1993 [4] 610966 127048 565.80 566.74 16.00 FD4 610127-005 P26 1993 [4] 610914 127401 551.03 552.14 14.00 11 -14 PB4 610127-006 P27 1993 [4] 610733 127717 561.12 561.69 20.00 FD4 610127-007 P28 1993 [4] 610581 127083 555.79 556.68 10.00 7- 10 FD4 610126-005 P29 1993 [4] 610365 126777 559.17 560.13 20.00 FD4 610127-008 P30 1993 [4] 610298 127410 541.59 542.64 9.00 6 -9 PB4 610127-009 P31 1993 [4] 610020 127299 539.93 540.88 8.00 5 -8 FD4 611127-021 P32-1 1993 [3] 611757 127452 554.66 555.72 18.50 1.5 -2.5 FC2, FPM 611127-022 P32-2 1993 [3] 611757 127452 554.66 555.72 18.50 6- 11 FC2, FPM M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 212 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom N° forage Forage Année Réf. X Y Cote Cote Long. Crépine Types ID (m) (m) sol (m s/mer) piézo. (m s/mer) forée (m) 611127-023 P33 1993 [3] 611867 127591 554.80 555.94 30.00 2.5 -10 FC4 610128-001 P34 1995 [4] 610966 128042 549.38 550.51 8.00 FD4 609127-001 P35 1995 [4] 609885 127236 539.41 540.42 8.00 -8 FD4 609127-002 P36 1995 [4] 609969 127462 541.07 541.51 8.00 -8 FD4 610127-010 P37 1995 [4] 610358 127629 543.90 544.44 8.00 -8 FD4 610127-011 P38 1995 [4] 610498 127751 544.76 545.21 8.00 -8 FD4 610127-012 P39 1995 [4] 610341 127700 544.10 544.44 8.00 -8 FD4 610127-013 P40 1995 [4] 610582 127814 546.67 547.18 8.00 -8 FD4 611128-005 P49 1993 [4] 611600 128138 554.96 555.96 6.50 3.5 -6.5 PB4 611127-024 P50 1995 [4] 611780 127833 554.65 555.81 8.00 5 -8 PB4 611127-025 P51 1995 [4] 611843 127700 555.08 554.98 10.00 7- 10 PB4 612127-015 P52 1995 [4] 612502 127795 560.88 560.69 9.00 2 -9 FD4 612128-003 P53 1995 [4] 612319 128067 561.30 561.24 9.00 2 -9 FD2 612128-004 P54 1995 [4] 612219 128227 560.82 561.73 9.00 3 -9 FD4 612128-005 P55 1995 [4] 612528 128710 566.11 566.67 10.50 4- 10 FD4 612128-006 P56 1995 [4] 612552 128507 567.42 567.27 12.00 6- 12 FD4 612128-007 P57 1995 [4] 612762 128309 568.12 568.02 14.00 6- 14 FD4 613128-002 P58 1995 [4] 613044 128764 567.67 568.03 14.00 3 -9 FD4 613128-003 P58a 1997 [4] 613044 128764 567.67 568.37 20.00 5- 20 FD4 613128-004 P59 1995 [4] 613092 129016 569.53 569.93 8.50 4 -8 FD4 613128-005 P59a 1997 [4] 613092 129016 569.53 569.83 20.00 5- 20 FD4 612128-008 P60 1995 [4] 612475 128830 565.93 566.50 11.00 5- 11 FD4 612128-009 P61 1995 [4] 612120 128380 560.83 561.35 8.00 2 -8 FD4 611127-026 P62-1 1995 [4] 611452 127251 568.60 569.52 44.00 15 -17 FC2, FPM 611127-027 P62-2 1995 [4] 611452 127251 568.60 569.56 44.00 40 -42 FC4, FPM Réf. : [1] = Clavien 1987; [2] = SCHÜRCH & MONNET 1998; [3] = Berthod 1994; [4] = Mamin 1996 Types : FCN = forage carotté non équipé; FC4 = forage carotté 4"; FD4 = forage destructif 4"; FC2 = forage carotté 2"; FD2 = forage destructif 2"; PB4 - piézomètre battu; FPM = forage avec piézomètre multiples; PL = piézomètre dans un lac. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 213 Annexe 3 : Points de jaugeage à la canne de Jens et les débits mesurés sur les hautes eaux 1996, 1997 et 1998, ainsi que sur les basses eaux 1997 et 1998. Point de Nom Coordonnées Débit du Débit du Débit du Débit du Débit du mesure 9.8.96 12.3.97 14.8.97 2.4.98 18.8.98 X Y (1/s) (Vs) (1/s) (1/s) (1/s) Canal Fermes D6 611'290 128'040 - - - 196 577 Canal Fermes D5 611'320 127'980 - - - 48 402 Canal Fermes D4 611'550 127'760 551 159 420 76 368 Canal Fermes D3 611T70 127'640 414 77 201 49 191 Canal Fermes D2 612'050 127'490 79 44 50 57 67 Canal Fermes Dl 612'270 127'480 13 4 21 21 11 Drain Fisch El 611'550 127'780 100 11 107 0 53 Bisse Ml Ml 612'050 127'480 37 9 10 12 20 Bisse M3 M3 611'530 127'720 22 6 17 7 19 Bisse Bl Bl 612'790 127'640 0 0 68 0 0 Source Q6 Q6 612'550 127'400 - 2 4 16 7 Annexe 4 : Débits drainés par tronçon du canal des Fermes sur les basses eaux et les hautes eaux 1998; débit positif = recharge du canal, débit négatif= décharge du canal. Date D1-D2 (l/sec/100 m) D2-D3 (l/sec/100 m) D3-D4 (l/sec/100 m) D4-D5 (l/sec/100 m) D5-D6 (l/sec/100 m) 02.04.1998 14.08.1998 12.9 20.0 -3.0 45.9 10.8 70.8 -7.8 9.4 370.0 437.5 M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 214 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Annexe 5 : Essais de pompage réalisés sur les eaux souterraines du Bois de Finges. Nom Date Débit pompé Hauteur d'eau Rabattement Perméabilité Q au repos H H-h K1 (l/min) (m) (m) (m/s) P2 13.08.1996 46 5.00 3.30 5.1E-04 P8 12.08.1996 - 10.00 vidé - PIl 08.08.1996 95 13.00 0.30 3.0E-04 PIl 19.08.1998 160 12.76 2.12 7.9E-05 Plia 20.08.1998 300 12.76 0.13 2.2E-03 PlIb 02.10.1997 400 12.67 0.12 3.2E-03 PlIb 19.08.1998 270 12.76 0.10 2.6E-03 Plie 20.08.1998 360 12.76 0.16 2.2E-03 PlId 21.08.1998 300 12.76 0.15 1.9E-03 P12 06.08.1996 86 20.00 0.02 2.6E-03 P13 06.08.1996 90 10.00 0.03 3.7E-03 P16 08.08.1996 29 10.00 4.75 9.8E-06 P17 09.08.1996 - 10.00 vidé - P18 09.08.1996 - 10.00 vidé - P19 09.08.1996 55 10.00 3.77 2.2E-05 P19 18.08.1998 40 10.00 1.22 4.2E-05 P19 18.08.1998 80 10.00 4.02 3.0E-05 P20 08.08.1996 47 10.00 3.64 1.9E-05 P23 12.08.1996 - 10.00 vidé - P24 12.08.1996 - 10.00 vidé - P30 13.08.1996 14 10.00 3.80 5.6E-06 P32-2 09.08.1996 86 10.00 3.50 3.6E-05 P33 06.08.1996 95 12.00 0.02 4.8E-03 P37 13.08.1996 86 10.00 0.19 5.5E-04 P38 13.08.1996 100 10.00 0.06 2.0E-03 P39 13.08.1996 90 10.00 0.10 1.1E-03 P40 13.08.1996 97 10.00 0.14 8.5E-04 P51 08.08.1996 36 10.00 5.75 1.1E-05 P52 06.08.1996 82 7.00 0.20 7.6E-04 P54 07.08.1996 82 10.00 0.04 2.6E-03 P55 07.08.1996 69 10.00 0.03 2.8E-03 P59 13.08.1996 51 10.00 0.11 5.7E-04 P60 07.08.1996 75 10.00 0.02 4.6E-03 P61 07.08.1996 86 10.00 0.06 1.8E-03 SA-IO 05.08.1996 38 5.00 2.12 5.6E-05 S A-12 05.18.1996 75 16.00 0.23 2.5E-04 1 Dupuit (nappe libre, Kruseman & De RiDDER 1994) : K = [Q*(ln(R/r))] / [n*(H2-h2)] avec R = 5 m où R est le rayon d'action; r rayon du puits; H et h hauteur d'eau avant et pendant le pompage; Q le débit pompé. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial PARTIE IV : Annexes et CD-Rom 215 Annexe 6 : Données d'injection des essais de traçage n° 1 à 6 sur le site Pl 1. No d'essai Forage de l'injection Date de l'essai Début de l'injection Durée de l'injection (min) Traceurs Concentration et volume injectés utilisés 1 PlIb 17.11.1997 09:32 10 Uranine, 62 g uranine dissous dans 211 de Phages H40 H40 (6.17*IO14 pfu1) et 9 1 de H4 etH4 (2.76*1014 pfu) 2 PlIb 30.03.1998 07:55 5 Uranine, 71.2 g uranine dissous dans l'080 ml Phages H40 de H40 (4.8*1013 pfu) et 150 ml de etMS2 MS2(3.0*1013pfu) 3 PlIb 10.08.1998 10:30 62 Uranine, 65.1 g uranine dans 9.7 1 de H40 Phage H40 (3.1*1014pfu) 4 Plia 12.08.1998 06:50 25 Uranine, 62.1 g uranine dissous dans 45 1 de Phage H4 H4 (6.1*IO14 pfu) 5 Plia 13.08.1998 13:16 3.5 Uranine 25 g dissous dans 21 1 d'eau 6 Plia 14.08.1998 11:00 72 Uranine 25 g dissous dans 22 1 d'eau pfu = plate forming unit. Annexe 7 : Caractéristiques des échantillons de roche pris dans la nouvelle galerie d'amenée Finges - Chippis, classés par distance croissante depuis le portail est. Nom Distance de No Lithologie Unité géologique Analyse la galerie laboratoire financée par FMRl 700 m 833F1RT anhydrite roche massive FN Finges BNl 1846 m 7846469RT dolomie bréchifiée zone tectonisée Bureau Norbert BN2 1846 m 7846470RT sable limoneux remplissage karstique Bureau Norbert FMR5 185Om 833F5RT dolomie bréchifiée zone tectonisée FN Finges FMR6 1865 m 833F6RT roche polymicte1 zone tectonisée FN Finges FMR4 1900 m 833F4RT calcaire tectonisé zone tectonisée FN Finges BN3 2000 m 805682IRT sable limoneux remplissage karstique Bureau Norbert roche polymicte = roche composée par des fragments de différents types de minéraux et de roche. M. Schürch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial 216 PARTIE IV : Annexes et CD-Rom Annexe 8 : Points d'échantillonnage et analyses chimiques Mesures physico-chimiques réalisées dans le terrain Légende Paramètre Appareil de mesure cond. à 25 0C conductivité électrique conductimètre température température thermomètre PH PH pH-mètre Eh1' potentiel redox pH-mètre/mV-mètre 02 oxygène dissous oxymètre prof, d'eau profondeur de l'eau sonde à niveau débit débit seau et chronomètre valeur corrigée avec la relation suivante : Eh = EhME5 + (-0.75183 * TMES + 225.5114) où EIimes est le potentiel redox mesuré (mV) et Tmes la température de l'eau (0C). Analyses chimiques Légende Paramètre Appareil de mesure TID total des ions dissous somme des cations et anions en mg/1 dureté totale dureté totale par titration Ca calcium par titration Mg magnésium soustraction des concentrations de Complexon III utilisées pour les titrations du calcium et de la dureté totale Na sodium Chromatographie ionique K potassium Chromatographie ionique Sr strontium Chromatographie ionique S04 sulfate Chromatographie ionique HC03 bicarbonate par titration Cl chlorure Chromatographie ionique N03 nitrate Chromatographie ionique Fe fer total spectromètre d'absorption atomique Si02 silice spectrophotomètre (FIA) F fluorure photomètre Analyses isotopiques Légende Paramètre Appareil de mesure Rn-222 radon 222Rn scintillation liquide ÔO-18 oxygène-18 spectromètre de masse ÔH-2 deuterium spectromètre de masse Tritium tritium spectromètre de masse Uranium 2^UeI238U spectromètre alpha M. Schiirch (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial t- (O (O N m N T- Tf O N T- U) TT T- O) T- U) O (D CO (O CO — (D — U) Tf OO — N (O CO T- Tf OO aaueieq / inaila 5« O co O CO o *7 T CO *" *" *7 O ^ CM CM CO CM CM T O T T Y CM CM CO CM CO CM CM CM CM CM V S N o co TT m O O CO Tf CO (O N. Tf m CO N CM T- CM (O CM U) T- CM Tf OO CO Tf T- O O) Tf (D CM U) CJ Oï 5 m m •n N N N (D N N Tf CO CO Ol O) m m E CM CM CJ CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CO CM CO CM CO CM CJ CM S- (O o N Oï T- œ N- CO W m O O) T- (O CO CO U) O CO CM CO N- T- CM IO Tf T- N- T- Tf Tf (O U) O) Ul CJ Oï t- m CO Tt N N N (D N OO (O en N- CO on r~ O T- N E CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CM CO CM CM CO CM CM CM S o IO sez-n QUI in CM 3.2 4.8 uiniHJi K ¦ ' ' ' 1 ' ' ' ¦ ' ' ' ' ' * ' ' ' ' 6.4± ' 1 ' ' ' ' ' ' ' ' ' 1 3 O O O CM O in Z-H9 »? ' -104 ' ¦ 1 ' ' ' • -106 -105 ' ' ¦ ' ' 1 ' ' ' ' ' ' ' ' 1 ' ' ' ' ' * s T? S 81.-08 >« ? 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E 1311 9621 1287 1314 1389 1356 1278 1344 1287 1302 0621 1344 450 462 408 309 249 230 252 253 279 288 310 324 377 02S 430 OSE 278 240 223 222 238 241 257 an mg/I 1869 1839 1810 1851 1926 1876 1791 1893 1836 1768 Lt) 1810 646 645 583 430 357 328 362 368 409 403 428 451 516 750 598 445 384 343 321 330 OSE 357 370 liqap l/mln • ' • • • ¦ ¦ • • • ' • ¦ • • • ' ¦ • ¦ • • • • • • • ¦ • • ' ¦ • • • nea.p (Oid E 3.30 3.26 3.81 4.42 5.01 5.35 5.14 4.85 3.69 0.00 0.00 0.00 4.13 4.42 4.04 4.79 5.49 6.32 6.27 6.42 6.33 6.70 6.93 6.69 5.23 4.35 4.12 4.14 4.79 6.05 6.74 7.17 7.38 OfZ 7.42 SO äS O) O CO CO U) CO CO to CO O) CO CO r~ 8 104 CO s O) CO O) CSI CD O CO CO CO O CO CO Tt O CO O) LO CO 8 CM O) CO CO 8 Tt Tt CO S CO CO CO Tt O) LO SO mg/1 5.6 2.8 5.3 6.0 6.4 7.2 7.6 7.2 8.4 tot CM CO 9.5 7.0 9.2 8.0 8.2 7.9 8.8 8.5 9.3 8.0 8.6 6.6 9.3 9.0 9.9 9.3 9.1 7.7 8.7 8.9 9.3 8.7 10.0 7.6 u.3 > E 460 516 468 527 434 448 522 424 424 442 235 364 379 434 447 439 442 426 403 480 494 480 450 82f 406 445 Iff 439 371 423 400 398 373 464 430 Hd 7.29 7.24 7.32 7.45 7.48 7.53 7.49 7.49 7.42 7.69 7.71 7.82 7.56 7.60 7.72 7.76 7.91 8.05 8.00 7.84 7.89 7.95 8.03 7.99 7.77 7.71 7.70 7.81 7.88 8.11 8.01 7.95 7.91 7.97 7.85 ainjejaduis) O OSI 15.2 14.3 13.6 13.3 12.3 10.9 11.2 11.8 14.3 14.6 14.3 8.7 11.2 9.8 9.9 10.1 9.6 8.8 8.3 8.4 8.5 8.8 8.4 8.9 8.8 9.5 9.9 10.2 9.9 9.4 9.4 8.4 9.4 9.8 O0 SZ ? puoo E a. 2120 2110 2120 2150 2190 2200 2100 2190 2130 2130 2100 2160 750 864 774 593 498 471 526 518 556 581 599 643 738 974 827 638 561 485 462 461 485 493 541 |ajd sp ajep 12/08/98 17/09/98 20/10/98 17/11/98 09/12/98 12/01/99 09/03/99 19/04/99 18/05/99 30/09/97 02/10/97 02/10/97 20/6/96 17/7/96 6/8/96 10/9/96 15/10/96 11/11/96 17/12/96 14/1/97 11/2/97 11/3/97 7/4/97 7/5/97 4/6/97 8/7/97 6/8/97 9/9/97 07/10/97 12/11/97 10/12/97 13/01/98 10/02/98 17/03/98 21/04/98 won P11b 1PI 1b P11b P11b P11b P11b !P11b P11b P11b Ì P11c souf. Ì CM O. P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 CM O. CM P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 P12 CM CL P12 -, J= O. ¦o 8 2 83 ¦a i2 e < 33UE|Eq / jnajja S? 4.3 4.2 -0.4 -0.2 3.2 3.9 3.3 3.7 4.2 2.e\ 55.6I 1.3 2.5 3.21 3.0 0.7 -2.3I -2.8| -0.2 -O.9I -2.31 CO. 2.4 1.4| 2.31 T 4.3 3.s| 2.9J 1.4 0.3J -0.3 -0, 1.0 2.3| suo|ue meq/l 6.1 8.3 9.7 8.1 5.7 4.6 4.2 4.1 4.0 4.9 6.3 7.6 8.2 5.5 4.8 4.5 5.0 4.7 5.4 6.3 7.5 7.9 8.3 8.7 8.7 6.5 4.3 3.8 4.2 4.6 4.8 5.2 5.8 6.7 7.9 SUOHEO meq/l 6.7 9.0 9.7 8, 6.1 4.9 4.5 Tf Tf 4.3 5.2 22.1 7.8 8.6 5.9 5.2 4.6 4.8 4.5 5.4 6.2 7.2 8.2 8.8 9.0 9.2 6.3 4.7 4.1 4.5 4.7 4.8 5.1 5.7 6.8 8.3 8EZ-(I 5 O E ' • • ' ¦ • ' • ' • ¦ ¦ ¦ ¦ • ¦ ¦ ¦ • ¦ ¦ ¦ • • • • • • • ¦ • ' • • • uiniMJX • ¦ I • • ¦ ¦ • ¦ ¦ • ' • • • • • • ' • ' • • • • • ' • • • • ' 13.6±3.2 • • 2-H9 »! ' ' • • • • • • ¦ ' ¦ • • ¦ ¦ • ' -106.75 -106.55 -106.95 -106.05 -107.15 -106.20 -106.40 -105.60 -105.80 -106.00 -106.30 -105.65 • ' • • • ' 81-09 »1 • • • • • ¦ • • ¦ ¦ • ¦ ¦ ¦ • ¦ -14.64 -14.63 -14.64 -14.57 -14.55 -14.50 -14.53 -14.49 -14.58 -14.60 -14.51 -14.54 • ' • • • ' 222-uu O 10.3±0.5 10.8±0.6 9.4±0.6 ¦ 10.0±0.8 10.3±0.5 11.7±0.6 9.9±0.7 10.3±0.6 10.7±0.7 10.3±0.6 9.3±0.6 • 12.0±0.6 10.4±0.3 14.0±1 11.0±1 11.0±1 12.3±0.4 12.7±0.6 13.3±0.6 11 3±0.6 12.5±0.5 8.9±0.5 12.3±0.6 12.7±1.1 13.2±0.5 13.2±0.7 • 12.6±0.5 12.3±0.5 12.0±0.6 10.2±0.5 13.4±0.6 12.3±0.6 d mg/I • • ' • • • • • • ' ¦ ' • • 0.12 • • ¦ • • • 810 • • ¦ ¦ • • ' ' • • • • • ZOIS mg/1 • • q • • • • • • • 5.0 ¦ • • ¦ • ¦ • • ¦ • ¦ ' ¦ ¦ • ¦ ¦ • • • • • ' 3.6 3d mg/I • • • • • • • • • • • ¦ • • • • • ' • ¦ • ¦ ¦ ¦ ¦ ¦ • • • • • ¦ • ' ¦ EON mg/I 8.1 6.2 5.1 3.3 3.3 3.6 4.6 3.5 5.6 14.3 8.0 9.7 4.0 4.3 3.7 1.9 O) 1.8 3.2 3.5 3.6 4.5 4.8 5.3 5.4 4.2 2.9 2.5 2.3 2.7 2.9 3.0 3.3 4.2 4.6 IO mg/I 6.7 6.5 5.9 4.9 4.8 4.0 3.6 ¦t' 4.9 10.8 7.5 9.6 6.2 4.0 3.9 3.5 3.3 3.5 4.5 4.7 4.7 8.0 CM CO 7.2 7.0 5.2 4.0 3.2 3.0 3, 3.8 3.9 4.4 4.9 5.2 BOOH mg/1 145.0 133.0 132.0 147.2 118.5 106.0 101.0 98.5 99.0 139.0 126.5 127.5 122.0 105.0 113.6 96.5 99.0 93.0 95.0 90.5 9Z6 105.3 98.0 112.1 108.5 118.9 101.5 88.5 87.0 85.5 86.5 90.0 101.5 94.5 100.5 »OS mg/1 164 281 352 266 171 127 115 JE EOt tot 159 243 285 173 135 134 155 147 176 223 280 283 309 317 321 207 O) I CO CM CO CO 0 CO CO 238 291 JS mg/I 1.0 1.6 1.3 1.2 0.1 0.6 0.7 0.7 0.7 0.6 0.9 " O) CM q 0.9 p q CO U) to CO CO r~_ 2.0 CO 9 0.8 0.9 q W * mg/I 2.7 3.2 2.7 3.1 2.7 2.5 2.5 2.3 2.3 2.8 3.9 3.3 5.4 2.4 2.2 1.8 CO CO 2.0 2.5 2.3 2.5 2.6 2.6 2.7 2.3 2.0 2 CO 2.0 2.0 O) 1.9 2.1 2.2 BN mg/1 3.8 4.3 3.4 3.5 3.0 2.9 3.0 2.8 2.9 4.3 3.8 4.3 3.3 2.7 2.4 2.0 2.2 2.3 2.6 3.0 3.0 3.2 3.3 3.3 3.6 2.9 2.4 2.5 CO 2.2 2.3 2.3 2.4 3.3 3.6 Bn mg/I 19.7 26.0 27.0 22.9 16.9 13.6 12.2 11.9 12.2 14.3 16.3 22.4 22.9 14.3 15.3 13.4 11.9 8.5 15.3 16.8 19.5 23.6 24.8 24.1 25.3 18.2 13.6 10.7 11.7 12.4 12.6 13.6 15.8 18.7 22.1 BO mg/1 96.4 132.8 144.8 120.0 89.6 72.4 66.4 65.2 63.2 75.6 86.8 113.6 128.8 90.4 74.8 66.8 72.8 72.4 79.2 92.8 108.4 121.6 130.4 136.0 137.2 93.2 68.4 62.0 67.6 70.8 73.2 77.6 86.0 102.4 125.6 aiejoi 3)3jnp mg/I 322 439 473 394 299 237 216 212 208 248 284 376 416 285 250 222 231 216 261 301 351 0 428 439 447 308 227 199 217 228 235 250 280 333 405 an mg/1 446 593 673 571 410 332 308 299 293 362 412 533 578 396 351 320 348 330 377 437 514 552 581 608 611 452 314 279 EOE 325 339 362 403 468 555 nq?p l/mln ¦ • ' • • • • • • • • • • ' • • • ¦ ¦ • • • ¦ • ¦ • ¦ • • ' • • • ¦ • nea.p -jaid E 5.76 5.01 4.87 4.81 4.80 5.36 5.98 6.63 6.88 6.68 6.39 5.15 4.50 4.89 4.48 5.55 6.48 7.53 7.43 7.62 7.50 7.95 8.25 7.84 6.04 4.78 4.49 4.57 5.49 7.19 8.04 8.57 8.81 8.83 8.85 20 se O CM CO Si O) CO r- CO O) 8 CM CO £ CO O) CO O) CO O) O) CM O) S CO CM GO 8 TT r^ CO CO S 00 to O) CO O) O) 0 CO S O) CO F: CO ZO mg/I 7.5 8.7 9.7 7.6 9.8 9.0 8.7 9.1 9.7 8.6 8.9 9.6 7.4 9.3 9.4 7.8 8.7 9.2 8.7 9.3 7.8 8.5 8.3 9.0 8.6 9.9 10.2 9.6 8.2 8.9 8.7 9.2 8.2 8.3 7.6 <13 > E 466 464 453 437 509 454 516 417 440 521 411 426 397 419 458 422 452 418 421 487 497 489 433 432 416 430 425 450 399 433 408 384 393 461 438 Hd 7.76 7.56 7.64 7.71 7.83 7.84 7.91 8.09 7.98 7.96 7.94 7.48 7.82 8.08 8.09 8.16 8.13 8.43 8.25 8.11 8.12 8.05 8.05 8.01 7.99 8.05 8.04 7.98 CO 8.05 8.02 7.93 8.12 8.15 7.90 ain)EJ3dui3) U 8.6 8.7 9.5 9.5 9.9 10.0 9.3 8.7 8.7 8.3 8.0 CO 10.3 12.3 9.4 9.2 9.7 9.0 8.6 8.2 8.8 8.7 9.4 8.9 10.2 8.9 9.2 9.4 9.9 9.0 8.9 9.0 8.8 9.5 9.0 Oo SZ B 'PU03 E a. 647 847 928 765 585 484 448 451 436 519 588 748 700 569 482 448 482 483 522 598 693 765 816 844 852 602 450 416 448 472 485 519 563 659 789 -|3jd 3p step 26/05/98 23/06/98 14/07/98 12/08/98 17/09/98 20/10/98 17/11/98 09/12/98 12/01/99 09/03/99 19/04/99 18/05/99 20/6/96 17/7/96 6/8/96 10/9/96 15/10/96 11/11/96 17/12/96 14/1/97 11/2/97 11/3/97 7/4/97 7/5/97 4/6/97 8/7/97 6/8/97 9/9/97 07/10/97 12/11/97 10/12/97 13/01/98 10/02/98 86/EO/Zt 21/04/98 UiON CM CL 2ld ZId ZId P12 CM D. P12 P12 P12 P12 P12 P12 Eld Eld Eld Eld Eld Eld Etd £td| Eld Eld Etd P13 Etd CO 0- Etd Eld Eld Etd Etd Etd Etd Etd Etd ¦o 1 S a. ¦o 8 O (N Si I 2 ¦a O CU aoueieq / inaua S« 2.6| 2.9J -0.8| -0.9| 2.9i| 3.51 2.9| 2.81 2.7| -37.4| 2.2i| 59.51 -1.0| -2.2| CD -1.9| 2.3| 0.8i| 0.3| -4.7| -0.7| -1.5| -0.51 -1.5| 0.11 -0.2 -1.9| -0.2 CO -0.4 2.6 -1.9i -2.0 3.3 -2.0 SUO|UE meq/l 9.2 9.3 8.0 6.6 4.8 4.2 4.0 4.1 4.4 2, 5.7 7.9 8.9 34.6 33.9 33.9 31.1 036 31.9 34.5 34.2 34.8 34.2 34.9 33.8 37.8 37.5 36.9 38.6 8.3 6.1 33.3 35.4 ZOE 34.1 suouBO meq/l 9.7 9.8 7.9 6.4 5.1 4.5 4.2 4.4 4.6 O 5.9 31.2 8.8 33.1 32.8 32.7 32.6 32.6 32.1 31.4 ZEE 33.8 33.8 33.9 33.9 37.6 36.1 36.8 37.3 8.3 6.4 32.1 34.0 32.8 32.8 BE2-n mBq/l • • • • ¦ • • • • • • ¦ • ¦ ¦ • ' • • • ' ' ¦ • ' • WnIJiJJ. 3 • • 12.8±4.0 • ¦ • • • ' • ' • • ' • • ¦ • • • ¦ • • ¦ • • • • • • • ' • • • Z-HS »? • ' • • ' ' • • ¦ ' ' ' • • • -100.70 • • • ' ¦ ¦ -105.10 • ' • -104.40 -106.90 • -105.85 -107.05 • • • ¦ 81-09 9« ¦ ' • • ' • • • ' ' • • ' ¦ • -14.03 • ¦ ¦ • • • -14.15 • ' • -14.16J -14.29 • -14.74 -14.69 ¦ • • ¦ S3S-UU m 11.5±0.5 12.0±0.6 11.6±0.6 • 12.7±0.9 12.3±0.6 13.2±0.6 9.8±0.7 12.2±0.7 10.1±0.7 11.4±0.7 13.2±0.7 12.8±0.7 • <0.5 <0.5 <0.6 «1.0 • • ¦ • ¦ ¦ • • 0.8±0.2 ¦ ¦ • • ¦ ¦ • • i mg/l • • • • • • • • • • ¦ ¦ • • ¦ 1.28 ' ¦ • • ¦ • 1.35 • • ¦ • • • 0.15 Ë30 • • • • ZOIS mg/l • • 1.7 • ¦ • • • • • • 4.4 • • • • ¦ • • ¦ • • ¦ • • • • • • • • ' • ¦ • 3d mg/l • ' ¦ ¦ • ¦ • ¦ • • ¦ • ¦ • ¦ • • • • • ¦ • ¦ ¦ • • • ¦ ¦ • ¦ • • • ¦ EON mg/l 4.5 4.5 CO 2.8 2.8 2.4 3.0 3.4 4.8 3.5 4.0 4.4 5.5 0.1 0.2 0.5 0.1 0.1 0.0 ¦ ¦ 0.0 0.0 0.2 0.0 1.4 1.3 0.3 0.0 4.5 4.3 0.4 0.0 0.7 0.4 IO mg/I 5.0 4.9 4.8 3.6 3.4 3.5 3.1 3.8 5.2 6.0 5.6 5.9 7.2 7.7 5.2 4.8 4.4 4.9 4.1 9.0 9.5 13.7 Ell OSt 6.4 5.7 5.0 13.3 7.3 4.8 8.0 2.9 8.5 27.1 27.5 EOOH mg/l 97.5 100.0 99.0 111.3 95.0 85.5 81.0 81.5 81.5 91.0 93.5 92.0 103.5 58.4 58.5 57.6 51.0 53.0 79.5 84.0 121.5 141.0 131.9 159.0 138.0 194.4 186.4 135.7 212.0 141.1 131.9 19.8 22.9 EIS 21.4 fOS mg/l 353 356 663 220 0) O) CM CM CM CO CM IO CO OJ CC œ 318 334 1604 1575 1574 1450 1489 1465 1580 1532 1544 1522 1533 1508 1652 1647 1647 1679 279 173 1581 1670 1420 1584 IS mg/l 1.6 1.8 1.5 1.2 0.9 0.7 0.8 0.7 0.8 0.5 0.6 1.4 1.4 7.5 7.1 7.2 7.4 7.4 7.5 8.1 8.0 6.8 7.2 6.3 6.3 6.9 6.9 7.7 7.2 1.6 ¦<: 7.2 7.7 CO 7.6 X mg/l 2.5 2.6 2.4 2.2 2.0 1.9 1.9 1.9 1.9 2.1 2.1 2.4 2.3 4.1 5.2 4.3 3.9 3.9 4.1 4.2 3.6 4.2 4.1 3.9 3.6 4.3 4.4 4.1 4.1 2.8 2.3 4.9 4.6 5.5 5.3 «N mg/l 3.5 3.6 3.3 2.8 2.4 2.4 2.4 2.3 2.6 2.8 2.9 3.6 3.8 17.7 18.5 18.2 17.2 17.5 17.3 17.6 18.2 18.6 18.6 17.4 17.6 13.4 14.6 16.2 15.2 3.3 CO 7.3 9.5 14.5 15.4 Bn mg/l 26.0 27.0 20.9 16.8 13.4 11.2 10.7 11.9 11.7 12.4 15.6 20.7 EE3 94.8 94.6 91.9 93.6 93.6 91.2 76.9 96.3 92.7 96.3 93.4 95.5 115.3 106.3 124.7 112.3 24.1 18.5 90.0 104.3 E £31 118.0 BO mg/l 146.4 147.6 120.0 97.6 76.8 69.2 64.4 64.8 70.0 80.4 89.2 125.6 132.8 489.6 482.8 485.6 482.4 480.8 476.4 486.0 498.0 506.4 500.4 508.8 505.2 549.6 532.8 514.8 547.2 121.6 93.6 486.0 499.2 438.0 446.8 9|E)0) ajainp mg/l 473 480 386 ElE 247 219 205 211 ESS 252 287 399 428 1614 1596 1592 1591 1587 1566 1531 1641 1647 1647 1656 1656 1848 1769 0081 1830 403 01E 1585 1677 1602 3091 au mg/l 638 646 553 457 345 305 289 296 313 360 400 573 613 2276 2240 2237 2103 2143 2138 2258 2279 2321 2285 2331 2274 2536 2498 2456 2577 581 435 2192 2319 2050 2219 »iq?p l/mln • • • • • • • • • ' • ¦ • ¦ • • ¦ ¦ ¦ • • • • ¦ • • • ¦ • ' • • ¦ • • nea.p jojd E 6.71 5.68 5.57 OS'S 5.55 6.29 7.13 7.83 8.24 8.40 7.97 7.57 5.84 2.79 1.97 1.68 2.11 2.63 3.16 3.09 Eie 8SE ose 3.68 3.56 2.33 2.25 2.96 IE3 2.15 3.75 2.24 3.06 2.16 2.01 ZO a« CO CO O CO CM CO to O) B CO CO CO OO CO IO CO CO CO in O) O CO œ CT CT CM CO O) TT O) CO O) CO CO CO CO S O) CO CM IO CM CM «* r? CO CO 5 O) LO O LO ZO mg/l 8.9 8.6 8.8 tot 9.5 8.3 8.4 9.3 9.5 8.5 9.3 9.0 9.9 2.5 7.2 4.2 CT 3.1 5.0 4.2 4.6 3.9 3.6 5.1 3.9 2.5 2.3 2.6 1.6 8.0 6.9 3.9 6.3 4.6 4.9 M3 > E 470 475 449 437 515 436 513 417 431 474 514 393 420 ¦» SIE 291 8 264 185 218 fEf 490 420 ZSf 358 234 309 388 169 473 443 117 199 O) CO 031 Hd 7.90 7.79 7.93 7.89 8.05 8.14 8.22 8.33 838 8.03 8.13 8.08 8.10 7.97 8.15 8.09 8.34 8.47 8.56 8.28 8.13 8.03 8.01 7.94 7.99 7.68 7.95 7.87 7.36 7.74 7.90 8.38 8.39 8.48 7.97 ainieiaduiai U 301 8.8 9.8 9.4 9.4 9.9 8.7 8.6 8.5 00 8.5 9.3 9.0 14.3 17.9 16.6 14.8 12.5 11.2 8.8 7.8 8.0 9.2 11.4 10.4 OSI 15.8 9.2 11.9 9.5 8.3 12.8 9,2 11.6 10.8 Oo SZ Ç -puoD E a. 895 906 8ZZ 627 O IO 466 384 437 471 512 584 789 827 2460 2440 2470 2460 2465 2470 2485 2530 2530 2530 2540 2550 2690 2640 2660 2735 8ZZ 618 2450 0993 2220 2520 'laid ap aiep 86/S0/93 23/06/98 14/07/98 12/08/98 17/09/98 20/10/98 17/11/98 09/12/98 12/01/99 09/02/99 09/03/99 19/04/99 18/05/99 18/6/96 17/7/96 96/8/9 10/9/96 15/10/96 11/11/96 17/12/96 14/1/97 11/2/97 11/3/97 7/4/97 7/5/97 18/6/96 6/8/96 11/3/97 16/7/97 96/8/8 13/3/97 96/8/6 11/3/97 19/6/96 9/8/96 won P13 P13 CO 0- Eid CO Q. P13 Eid P13 Eid P13 Eid Eid Etd, ftd P14 ftd l ftd ftd fld ftd P14 P14 fld ftd P15 P15 SId SId P16 P16 CL Ztd 8ld BId zi T3 ! it 8 •a a a aaueieq / jna.ua 6« .,., -1.0 -0, -0.5 -1.2 CO 0.1 4.3 4.0 -0.8 2.7 -2.7 CM -2.9 1.5 -0.3 -0.9 -0.51 -2.1 0.0 -0.41 -o.el -O.2I 51 O) 3.8lj 6.3 0.9 21 0.8J CM 3.8 2.6 LO 2.8 suoiue meq/l 34.6 10.7 11.2 21.5 10.9 9.6 10.5 10.0 7.5 10.8 6.2 26.3 18.4 20.5 17.0 23.8 21.4 24.0 CO O) 23.5 24.0 19.7 23.6 3.4 3.6 3.6 2.9 4.6 5.3 5.5 5.4 5.3 5.4 4.3 6.0 SUOl)BO meq/l 33.5 10.4 11.2 21.3 10.7 9.9 10.5 10.9 8.2 10.6 6.6 24.9 17.9 19.3 17.6 23.7 21.0 23.7 19.0 23.5 23.8 19.5 23.5 3.7 3.7 3.9 3.3 4.6 5.5 5.6 5.6 5.8 5.6 4.8 6.3 8E2-n mBq/l ¦ ¦ • • • • • • ¦ ¦ ¦ ¦ ¦ • ¦ ¦ ¦ ¦ • ' • ¦ ¦ • ¦ ¦ • ¦ • ¦ ¦ ¦ • ¦ ¦ uinniJl 3 1- ¦ ¦ ' • • • ' ' • ' • ¦ • ¦ ' • • • • ' ' • • ' ' • ' • • • • • • • • 2-HS >« ¦ • -105.90 -105.90 • ¦ ¦ • ¦ • ¦ • ¦ -98.10 -97.15 ¦ ¦ ¦ ' ¦ ' • ' • • • ' ' • • ¦ • ¦ • • 81-OS »8 • • -14.59 -14.48 • • • ' ' • ' • • -13.41 -12.80 • • ¦ • • ¦ ¦ • • ' • • ' • • • • ¦ • ¦ 222-ua Bq/1 • ¦ • ' • • • • • ' • • ¦ • ¦ ¦ ¦ ¦ ¦ • • • • ¦ • ¦ • • ¦ • • • • • • d mg/I • • 0.65 0.71 • ¦ 1.79 1.76 • 0.55 0.35 • • 1.00 - ¦ • ' ' • • • • ' • ¦ • • ' 0.25 0.42 ¦ 1.14 1.08 • 20IS mg/I ¦ • ' • • ¦ . • • ¦ • • • • • 9.5 • 9.5 ¦ 9.4 9.5 • 9.4 • ' • • ¦ ' ¦ ' ¦ • • ' 3d mg/I ¦ • ¦ • ¦ • ¦ ¦ ¦ ¦ ' • • • • • ¦ • • • • • ' ¦ • • • • • ¦ CON mg/I 0.1 3.9 in 3.4 4.9 1.1 - 3.2 4.4 4.2 5.0 0.9 0.8 0.6 0.4 0.4 0.0 <0.3 0.0 0.3 0.3 0.0 <0.3 0.4 0.9 0.0 - 0.2 0.9 1.0 1.0 1.2 0.7 0.0 1.4 IO mg/I 39.5 6.2 5.6 15.5 7.5 5.8 9.2 14.6 5.0 5.3 8.5 20.9 18.5 16.1 CO O) 20.8 14.8 21.0 16.7 21.8 21.7 16.4 21.5 8.7 8.8 10.0 6.5 10.8 6.1 5.6 6.4 7.0 7.1 9.5 4.1 EOOH mg/I 35.1 165.5 201.3 202.9 194.0 292.8 285.1 298.1 208.2 199.0 155.5 383.6 214.3 227.6 263.9 214.5 251.6 208.5 257.7 214.5 217.5 254.7 213.0 33.3 33.6 41.2 40.4 67.9 279.1 282.9 285.9 83.9 78.2 38.2 304.2 »OS mg/I 1579 OZE 367 8 359 222 292 222 CO CO OSE O CO 930 687 781 584 946 811 958 727 931 952 724 935 123 134 127 O) O) lo LO CM co CO 1^ CM 180 183 164 CM JS mg/I 8.1 2.3 2.2 4.3 2.2 1.7 1.7 1.9 1.6 2.1 1.4 5.2 4.3 4.3 4.2 5.5 4.3 5.5 1.6 5.4 5.5 0.9 5.5 1.4 1.3 1.4 0.8 -¦ 0.5 0.5 0.5 1.9 1.7 1.8 0.5 » mg/I 5.1 3.5 3.7 3.9 3.2 2.3 2.5 2.8 3.6 3.3 2.7 5.3 2.6 3.0 2.9 3.0 3.1 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 2.8 CO CO ¦<); N CO 2.4 2.5 2.4 3.3 BN mg/I 18.2 6.4 5.3 11.6 6.5 5.6 5.5 6.5 4.8 6.4 4.0 11.0 5.4 6.5 8.7 10.4 9.1 10.5 8.9 10.4 10.4 8.9 SOl 4.3 4.4 4.1 3.6 3.9 3.6 3.7 3.3 4.2 4.3 4.1 3.8 Bmi mg/I 121.1 38.2 45.0 81.2 42.3 50.3 51.1 56.2 282 37.9 21.6 78.6 77.1 87.3 78.5 97.0 85.3 96.3 80.2 97.7 97.7 79.5 96.3 23.6 23.1 25.0 20.9 31.4 26.5 892 28.0 39.2 39.4 35.2 18.0 BO mg/1 452.4 138.8 143.6 281.2 137.2 110.4 120.4 118.0 111.2 143.2 806 356.8 225.6 236.4 213.6 303.6 271.2 306.0 240.0 300.0 306.0 249.6 301.2 30.4 31.6 31.6 28.0 36.8 62.8 64.0 62.0 46.0 43.2 32.8 92.4 3|Bjoi aiajnp mg/I 1629 504 544 1037 517 483 511 526 394 514 316 1215 CO CO 950 857 1158 1029 1161 930 1152 1167 951 1149 173 174 182 156 221 266 270 270 276 270 227 305 a IJ. mg/I 2251 733 777 1451 755 690 737 721 553 749 448 1787 1231 1359 1171 1596 1446 1603 1333 1579 1609 1336 ISSI 227 239 242 201 EOE 405 419 415 364 358 286 469 l|q?P l/min • • • • • • • • • • • ¦ ¦ ¦ • ¦ • • • • • ¦ • • • • • • ¦ • • • • ¦ • nea.p (ojd E 2.47 1.88 1.83 2.21 1.90 2.88 2.70 4.42 1.90 1.83 2.37 - 6.30 6.47 6.78 6.57 6.54 6.57 6.54 6.57 6.57 6.54 6.57 3.42 3.66 3.96 3.68 3.97 10.74 10.67 12.39 6.86 6.75 7.43 15.88 ZO <£ CM O) CO CO CO IO O CO CO IO CO CM » CO IO CO CO CO 5.4 CM IO CO LO IO IO CO CM IO IO CO U) IO IO m 5 lo CM CM O) 0 *r O) CO CO CO U) co 5 co CM CM h* 0 O) 20 mg/I 2.8 5.4 6.4 6.2 6.5 6.1 6.4 3.0 2 5.9 7.7 2.6 5.5 5.9 5.7 6.1 2.9 6.1 5.0 6.0 6.0 4.3 6.3 2.2 4.0 1.5 4.1 4.1 4.8 5.0 4.8 2.3 2.2 1.8 8.2 U3 * 414 429 480 472 481 Elf 435 428 418 472 481 246 382 414 391 417 294 408 485 443 432 487 429 -107 O) CO SI 128 240 454 464 422 -46 163 O CM 402 Hd 8.36 8.32 7.54 7.45 7.61 7.47 7.50 7.87 8.04 7.58 7.93 7.78 7.77 7.54 7.53 7.50 7.39 7.50 7.50 7.43 7.46 7.54 7.45 9.95 8/6 9.73 9.62 8.97 7.77 7.75 7.80 8.91 8.98 9.59 7.57 3jniej3dui3i 9 8.1 13.3 10.1 8.1 10.2 10.0 10.3 8.3 12.2 10.2 7.6 8.8 8.3 9.7 8.9 8.3 9.4 8.4 9.5 8.4 8.2 9.3 8.2 9.4 10.2 8.3 10.2 7.7 9.0 10.0 8.3 11.0 10.0 9.7 11.6 O= S2 Ç puoo I 0892 846 1007 1694 966 908 833 945 711 1178 628 1981 1500 1608 1480 1909 1783 1919 1562 1872 1898 1617 1901 389 392 395 314 465 EIS 517 513 556 538 481 555 -|aid ap 3)ep 14/3/97 19/6/96 9/8/96 14/3/97 16/7/97 25/6/96 13/8/96 18/3/97 19/6/96 96/8/8 12/3/97 24/6/96 24/6/96 12/8/96 17/3/97 23/03/99 I 23/03/99 20/08/98 23/03/99 23/03/99 20/08/98 23/03/99 24/6/96 12/8/96 17/3/97 12/8/96 17/3/97 27/6/96 14/8/96 18/3/97 24/6/96 12/8/96 17/3/97 24/6/96 UiON P18 P19 2 O) O) E. CM Q. CM Q. CM Q. P20 P20 O CM 0- P21 P22 P22 P22 P22/10.50m P22/11.50 P22/11.50m P22/7.50 E O IO CM D. P22/8.50m P22/9.50 P22/9.50m P23 P23 P23 P24 P24 P25 P25 P25 P26 P26 [P26 P27 ! I 1 •o 1 C < 33UE|eq i jn3.ua SS 2.2i] 3-4 -0,| -0.81 -2.8| -1.4 2.4| 5.3| 1.7 -1.0 3.51 2.51 3-7 -3.31 -1.2| -1.3| -2.4| -0.5] -0.7| -3.2| -0.2 -0.7| -4.0| 1 1.2| 1.0| ,.0 0.4 1.9 4.6 ¦M| 3.11 2.7 3.6 -1.7 SUOjUB meq/l 5.9 5.7 12.3 12.6 16.3 16.0 14.9 4.1 3.4 CO CO 5.9 5.3 5.9 43.8 38.0 38.5 39.9 18.7 19.9 19.2 EOZ 20.5 27.2 31.4 EZS 24.9 27.9 29.7 26.6 18.6 19.3 16.7 16.1 17.3 21.7 suoiies meq/l 6.2 (D 12.3 12.4 15.4 15.6 15.7 4.6 3.5 8.7 6.3 5.6 6.3 41.0 37.2 37.5 38.0 18.5 19.6 CO 20.3 20.3 25.1 EOE 28.0 25.4 28.5 29.9 27.6 20.4 18.8 17.8 OZl 18.6 20.9 8EZ-n mBq/l • ' • ¦ • • ¦ ¦ • ' • • ¦ ¦ ¦ ' • • • ' ¦ ' • • • • ¦ • ' • ¦ ' • uiniiMi 3 I- • ' ' ' • • ' ¦ ¦ • • • • ¦ • • • • • • ¦ • ' • ' • ' • • • • • ' • • S-HS »? ¦ • • • • -103.60 -103.70 • -105.70 -105.85 ¦ • • • ' • • • • -106.70 • ' • ¦ • -107.99 ' • ¦ • • ' ' • 81-08 »5 • • ¦ • • -13.86 -13.93 ¦ -14.54 -14.57 • • ' • • ¦ • ' ' -14.52 • ¦ ' • ¦ ' -14.44 ¦ • • • • • • ZZS-UU Bq/I ' • ¦ • ¦ • • • ¦ • • • • ¦ ¦ • • • 8.3±0.5 9.0±0.3 S 10.0±1 8.6±0.5 I 9.4±0.5 9.4±0.5 9.6±0.6 9.2±0.5 7.2±0.5 9.3±0.5 Si 11.6±0.5 10.8±0.7 • 8.5±0.5 d mg/I <0.10 <0.10 • 1.67 • • • • 0.26 0.30 • • ¦ • • • ¦ ¦ ¦ 0.96 • ' ¦ • • • 1.24 • ' • • ¦ ¦ • • SOIS mg/I • • ¦ ¦ • • • • ¦ • ' ¦ • ¦ • • • • ¦ • ¦ • ' • ¦ • • ¦ • ¦ ¦ ¦ ¦ • • 3d mg/I • • • • • • • • ¦ • • • • ¦ • • ' ¦ ¦ ¦ • • • • • ' • • • • • ¦ ¦ • • EON mg/I 1.0 P^ 0.7 0.5 3.3 3.2 3.4 1.2 CO 3.7 2.4 2.9 2.6 0.5 0.0 1.2 0.2 7.1 4.9 5.2 5.4 5.7 3.6 6.0 4.7 4.9 5.4 4.1 5.4 6.3 6.9 6.3 5.7 5.2 5.0 IO mg/I 3.1 4.5 9.9 6.5 SEl 12.1 15.6 3.7 3.0 6.0 4.8 4.0 7.0 8.9 16.7 4.4 12.9 18.7 12.4 7.8 9.5 11.6 9.6 16.4 14.0 17.6 15.1 17.5 10.8 SOl 10.7 10.9 9.7 9.1 10.0 COOH mg/1 323.3 297.4 251.2 253.6 257.0 263.5 276.0 175.4 154.8 198.3 181.1 179.2 176.9 326.0 248.6 380.5 351.5 202.8 180.0 200.9 173.0 189.0 211.5 187.5 168.0 217.5 179.2 186.0 188.3 174.0 199.8 178.5 163.5 162.5 173.0 frOS mg/I (O CM m 380 392 558 543 476 CO 257 SEl 108 131 1835 1609 1541 1621 707 792 749 824 818 1126 1333 1158 996 EZH 1252 OUl 738 751 5 (O 629 687 887 JS mg/I 0.3 0.3 2.1 2.1 3.1 2.9 3.4 0.8 0.6 1.6 1.2 q 1.3 9.0 8.1 7.1 (O 4.2 4.2 3.7 3.9 3.7 4.8 7.3 6.9 5.7 6.5 6.2 5.5 4.7 4.2 4.3 4.2 4.6 3.7 X mg/1 3.5 3.4 2.0 2.2 2.9 3.1 3.1 2.3 1.9 2.9 2.3 2.3 3.2 22.8 4.0 3.7 3.7 3.8 4.9 Tf 4.2 4.6 4.8 4.1 4.1 4.9 4.6 4.4 4.6 4.2 3.7 4.1 4.0 4.0 4.8 BN mg/I 3.4 3.5 5.0 5.3 12.3 12.8 SSl 3.8 2.5 5.3 4.8 4.0 4.9 16.9 11.9 7.9 10.8 14.3 16.3 14.6 16.9 18.3 20.3 20.6 20.4 22.3 60S 20.5 21.7 18.0 14.7 13.2 OSl 16.1 21.3 Bn mg/I 18.5 18.5 66.6 65.9 71.7 72.5 72.4 8.8 9.7 29.4 SlZ 19.2 21.1 153.0 116.7 113.8 120.3 70.0 73.9 69.3 76.4 76.9 86.8 92.7 83.9 83.9 90.4 98.5 95.5 78.8 73.7 69.3 64.2 70.7 78.8 EQ mg/I 89.2 86.4 131.2 134.0 178.0 180.0 182.4 72.8 80S 118.8 86.4 76.4 86.0 544.0 540.0 554.4 552.0 240.8 254.4 232.8 263.2 260.8 340.8 434.4 403.2 348.0 400.8 417.6 374.4 261.6 240.0 228.0 220.4 240.4 268.8 9|e;o) 3)3jnp mg/I 299 292 602 606 , 740 748 754 218 167 418 303 270 302 1989 1830 1854 1875 890 940 867 972 968 60Sl 1467 1353 1215 1374 1449 1329 978 903 855 815 892 966 au mg/I 468 446 847 860 1097 1091 1041 SSE 259 621 435 396 433 2907 2547 2607 2672 1265 1339 1284 1373 1385 1803 2095 1856 1695 6881 2001 I Ol Ol O (O IO - 1195 1449 »iq?p l/min • • • • ¦ • • • • • • • • ¦ • • • • • ' • ' • ¦ ¦ • • ¦ • ' ' • ¦ • • nes.p ^OJd E 60Sl 16.11 15.15 14.87 16.53 16.51 17.34 ZEE 3.06 4.42 3.14 2.95 3.77 1.80 2.40 2.33 2.98 2.19 SSS 2.11 2.30 2.56 2.88 2.86 2.92 2.92 3.09 3.21 SlE 2.55 2.26 2.15 ElS 2.34 2.79 ZO ss 100 OJ Ol LO (O in (0 (O I- S IO IO S (D (O (O 8 (O Ol O CO (O ^* O £ Ol CO (D P- (O (M (O at r- œ (O (D (O Ol (O CO (O £ N (O P-. Ol p* (O (O Ol IO 8 SO 1S, E 9.9 9.3 5.0 5.4 6.6 7.5 8.0 5.0 3.6 6.6 5.9 6.5 10.0 4, 7.9 1.5 0.0 7.0 8.5 7.5 6.5 6, 7.9 8.4 9, 7.3 7.5 7.2 7.0 6.9 7.6 7.2 6.7 5.8 6.3 M3 > E 371 412 437 428 458 464 424 421 412 418 418 462 394 106 -40 -115 SZl- 412 (Ô SSf 420 430 410 394 467 493 491 436 415 429 465 437 430 455 461 Hd 7.60 7.69 7.78 7.62 7.46 7.48 ESZ 8.01 7.90 7.91 7.87 7.92 8.51 7.43 7.51 7.03 7.05 7.32 7.38 7.46 7.34 7.41 7.60 7.53 7.50 7.48 7.47 ZSZ 7.46 7.46 LVL 7.40 7.45 7.46 7.55 3jn|EJ3dUI3) p 11.3 10.7 9.9 12.1 9.9 11.7 9.3 10.8 11.9 8.6 11.4 11.6 8.2 10.9 7.3 9.0 9.2 12.6 12.8 12.6 12.7 12.9 11.6 10.0 8.5 7.8 8.9 10.1 11.1 12.7 12.3 12.3 12.5 12.8 12.3 O= SS Ç 'puoo E S 3. 559 557 1039 1081 1335 1324 1336 416 345 795 809 536 587 3140 2740 2790 2780 1370 1635 OSSI 1670 1678 OEOS 2340 2180 2030 2245 2300 2180 1686 1567 1495 1436 1552 1728 |3jd Sp 3JEp 12/8/96 17/3/97 25/6/96 13/8/96 27/6/96 14/8/96 18/3/97 25/6/96 13/8/96 18/3/97 26/6/96 14/8/96 20/3/97 9/8/96 14/3/97 9/8/96 14/3/97 19/6/96 17/7/96 6/8/96 10/9/96 15/10/96 11/11/96 17/12/96 14/1/97 11/2/97 11/3/97 7/4/97 7/5/97 4/6/97 8/7/97 6/8/97 9/9/97 07/10/97 12/11/97 UiON ZSd ZSd P28 P28 P29 P29 P29 OEd j OEd OEd IEd1 IEd, IEd l-SEd P32-1 P32-2 P32-2 EEd EEd EEd EEd1 P33 EEd j EEd P33 EEd; EEd P33 EEd P33 EEd; EEd P33 EEd EEd ¦a I I I 3 TJ J3 I J= CJ co S J 80UB|Eq / maus i* -1.3 -1.6 -4.6 -1.3 -,.9! -0.2j 0.2 -2.6 -0.3 0.8 2.0 0.8 -1.2 d -0.3 60.1 -0.6 2.8 -0.4 1.7 0.6 co 2.6|| 2.5 -1.0 4.7 2.3ij -0.41 0.0 3.9 0.7 5.4 43 -0.21 311 SUO|UE meo/I 32.3 33.8 36.0 32.8 E'IE 23.2 17.6 17.4 18.4 17.4 17.2 20.5 27.6 28.7 21.0 20.4 21.5 2.4 6.8 7.5 6.5 8.5 7.1 5.9 7.7 4.9 Tf 7.7 4.8 3.9 7.9 CM ci 1.7 6.9 6.6 suoueo meq/l 31.5 32.7 32.9 31.9 30.1 23.1 ZZI 16.5 18.3 ZZI 17.9 20.8 27.0 28.8 20.9 81.6 21.2 2.5 6.8 7.8 6.6 8.8 7.4 6.2 7.5 5.4 4.3 7.7 4.8 4.2 8.0 2.4 co 6.9 7.0 8CZ-fl mBq/l • ¦ ¦ ' • ¦ • • • • • • ' ' ' • • • ¦ ¦ ¦ ' ¦ ¦ ' ¦ • ' • • ' ' • • • uinmii Z) I- ¦ ' 6.4±2.4 ¦ ¦ • ¦ 10.4±4.0 ¦ ¦ • ¦ • • ¦ • • • • • ¦ ¦ ¦ ¦ • ¦ • • • • • ' • • ¦ S-HS ir« • • ¦ ¦ • • • ' • • • • • • ¦ ¦ ' • • • • ¦ ¦ ' • ¦ ¦ ' • • • • -107.50 -104.65 ¦ 81-09 e a« • • • ¦ ¦ • • ¦ • ' • • • ¦ ' • • ¦ ¦ • ' • • ' ¦ • ¦ ¦ • • • • -14.68 -14.42 ¦ ZSZ-UU Bq/I 8.7±0.5 7.4±0.5 6.5±0.4 8.4±0.5 8.2±0.5 9.2±0.5 8.5±0.6 8.2±0.6 • 10.1±0.8 8.8±0.5 8.7±0.5 7,±0.6 7.3±0.6 7.1 ±0.6 8.9±0.6 9.5±0.6 • • ¦ • • • ' • • • ¦ • • • • • ¦ ¦ d mg/1 • • • ' • ' • • • ¦ • ' ¦ ¦ • ' • ¦ • • • • • ¦ • ' EfO 0.22 ¦ • • • • ¦ • ZOlS mg/1 • • ¦ • 6.6 • ¦ 3.9 • • ' • • • • 10.3 ' ' • • • ¦ ¦ • • • • • ¦ ¦ • • • • • 3d mg/1 ¦ • • • ¦ • • • • • ' • ¦ ' ¦ ¦ • ' • ' • • • • • • ¦ • • ' • • ¦ ¦ • CON mg/1 2.1 2.5 8.9 3.4 3.2 5.8 6.1 7.0 6.5 5.4 6.0 5.7 4.0 4.2 5.7 7.7 co 3.2 3.3 3.0 2.6 8.8 4.3 4.0 5.0 3.0 2.7 3.4 O) 1.7 3.9 2.8 3.1 3.8 1.0 IO mg/1 7.6 8.8 21.9 10.2 9.8 10.2 10.0 10.1 9.4 9.5 10.6 10.4 9.7 EU oi 11.4 12.1 3.2 5.4 5.1 4.3 9.3 4.4 3.7 6.2 3.4 3.2 5.4 3.4 3.2 6.5 3.5 2.6 5.7 3.2 COOH mg/1 144.0 OSEl 142.5 144.0 124.5 165.0 159.0 181.5 203.6 181.5 169.5 162.0 168.0 159.0 154.5 168.0 166.5 68.6 138.8 191.0 197.1 176.1 147.5 137.3 145.7 153.3 139.5 163.9 157.8 131.9 154.8 74.5 61.8 156.3 265.4 »OS mg/1 1425 1502 IBSl 1444 1390 965 703 674 708 677 672 839 1178 1235 871 936 879 -sï-IO 208 201 149 248 214 166 243 110 O) 232 SOl co 247 O) CO LO CM 200 101 JS mg/1 5.9 5.7 6.6 6.4 6.0 5.0 0.2 0.2 4.2 4.0 3.4 4.3 5.9 6.5 4.0 5.1 4.7 0.4 1.3 1.5 - co ti; - 1.5 - 0.7 1.5 1.0 0.7 1.4 0.4 0.3 1.4 q X mg/1 4.0 3.3 3.3 3.9 3.6 Tf- 0.4 0.3 4.0 3.9 4.3 4.7 4.6 4.5 4,2 4.0 4.1 co 2.2 2.6 2.5 2.8 2.7 2.7 3.1 2.3 2.0 2.5 2.3 2.1 2.8 1.9 1.6 2.4 5.1 BN mg/1 21.5 16.9 16.5 23.3 21.1 21.6 1.5 q 17.3 17.3 17.3 21.3 24.9 25.5 21.0 902 21.6 2.5 4.0 5.2 4.7 5.7 5.1 4.5 5.4 3.7 3.0 4.7 3.8 2.8 4.9 1.9 1.6 4.9 3.1 Bn mg/1 91.2 91.2 93.4 84.6 80.2 87.5 70.0 66.4 67.8 66.4 67.8 81.0 93.4 96.3 75.1 82.4 208 6.3 19.7 27.2 20.9 30.4 29.2 20.9 24,6 17.8 12.6 26.3 12.2 13.4 24.1 6.3 4,6 20.7 17.5 EO mg/1 459.6 488.4 488.4 477.6 451.2 297.6 237.6 220.8 238.8 228.0 229.2 8292 362.4 393.6 274.8 292.8 272.4 37.2 98.4 104.8 92.0 119.2 95.2 84.0 104.4 75.2 61.6 104.8 72.4 58.0 115.6 35.6 26.4 99.2 105.6 3|B)0) ajajnp mg/1 1524 1596 1605 1542 1458 1104 882 825 876 843 SS8 990 1290 1380 996 , 1071 1011 119 327 374 316 423 358 962 362 261 206 370 244 200 388 115 LO CO 333 336 au mg/1 2155 2248 2356 2191 2084 1557 1188 1161 1255 1189 LLU 1387 1845 1929 1415 £231 1444 177 480 540 473 600 502 423 537 369 304 543 356 289 560 166 127 493 502 «q?p 1/mln ¦ • ' ¦ • • • • ' • • • ¦ ¦ ¦ • • • • ¦ ¦ • • • • ¦ • • • • • ¦ ¦ ¦ • nsa.p 'load E 3.11 3.34 3.49 3.53 3.53 2.67 2.45 2.38 2.34 2.33 2.51 2.76 3.04 3.18 3.09 2.95 2.50 3.58 4.38 3.11 2.94 3.68 3.83 3.84 4.46 4.02 3.67 4.90 2.43 2.20 3.12 3.63 3.23 4.43 3.44 ZO ss CO co O) co co co CSJ CO S CO co CD Tf N OJ co N 3 co CM co co co co Tf co O co co co CD co 8 LO 3 co Tf o> LO O) IO co co I^ co co SI ZO mg/1 8.8 10.2 8.5 8.8 6.4 6.4 6.7 7.9 7.2 4.7 6.2 7.0 6.8 7.5 8.0 7.7 7.4 8.9 ed 6.0 7.2 6.8 6.0 6.9 7.3 5.6 5.2 5.1 4.9 6.1 6.6 7.3 8.1 7.9 2.4 M3 > E 425 430 421 471 Iff 511 Z8f 459 444 530 511 519 446 455 517 428 437 462 383 430 460 400 436 467 385 co Tf 449 430 434 437 434 431 447 co Tf 430 Hd 7.57 7.61 7.64 7.56 7.61 7.39 7.31 7.40 7.37 7.42 7.40 7.54 7.65 7.69 7.71 7.48 7.58 8.48 8.21 7.47 7.64 7.75 7.91 7.92 7.96 7.81 7.99 7.88 7.83 8.01 7.78 8.14 8.43 7.99 7.38 ajn)EJ3dui3) O EOI 9.7 8.4 9.1 10.3 11.3 12.6 12.7 12.8 12.6 12.6 12.2 SOl 8.3 7.5 9.4 11.2 9.1 8.6 11.2 EU 7.6 9.3 9.3 7.8 9.6 SOl 7.6 10.2 10.1 7.8 10.9 9.6 5.0 11.0 O. SZ Ç 'puoo E ä 3. 2400 2500 2500 2440 2330 1879 1547 1494 1537 1519 1504 1703 2120 2310 1695 1717 1743 260 648 730 627 8IS 656 586 715 ZlS 421 713 498 386 747 247 181 654 639 -|3id ap aisp 10/12/97 13/01/98 10/02/98 17/03/98 21/04/98 26/05/98 23/06/98 14/07/98 12/08/98 17/09/98 20/10/98 17/11/98 09/12/98 12/01/99 09/03/99 19/04/99 18/05/99 14/8/96 17/3/97 26/6/96 14/8/96 20/3/97 96/9/92 14/8/96 20/3/97 96/9/92 13/8/96 18/3/97 26/6/96 13/8/96 18/3/97 26/6/96 13/8/96 18/3/97 26/6/96 UlON P33 P33 P33 EEd P33 EEd i EEd! EEd EEd; EEd! EEd EEd EEd EEd P33 EEd P33 |P34 P34 SEd SEd P35 P36 |P36 P36 ZEd ZEd ZEd| SEd P38 P38 P39 P39 P39 P40 Î I =a ï a < aoueieq/jna.ua SS 1.9| 2.5| 0.4| CO 5.9J 0.2| 1.6| -0.7| -0.7| -3.61 -0.3| CO o.o| cd 1.4| - -1.5| 3.o| 3.11 4.9 -0.8| 3.3| 3.9 2.6 -1.2| V -0.6 0.2 0.5 3.5 4.4| 3.1 -0.7 -0.2 -0.3 suo|ue meq/l 4.8 9.1 2.2 7.0 3.4 8.2 10.0 16.4 22.4 24.2 22.1 24.9 23.2 17.4 21.3 22.0 24.0 20.6 21.3 18.2 19.3 20.9 21.0 22.2 25.4 25.1 23.7 20.6 20.3 17.5 14.5 16.7 21.0 ZOZ 24.2 SUO|)ED U E 4.9 9.6 2.2 6.7 3.8 8.2 10.4 16.2 22.1 22.5 21.9 24.1 23.2 15.4 22.0 22.4 23.3 21.8 922 20.0 19.0 22.4 22.7 23.4 24.8 24.6 23.4 20.7 20.5 18.8 15.8 17.8 20.7 20.1 24.0 8EZ-0 m E • ' • • • ¦ • • • • • ¦ ' • • • • ' • • • • • • ¦ • • • ¦ • • ' • ' ¦ uinfflJX D • ' • • ' • • • • • • • • • • ¦ ' • • • • • • • ¦ • • CM CO +1 œ CD • • ' ¦ 6.4±4.0 ' ' Z-HS « • • • • • • • • • -101.80 • • -104.85 -101.30 -104.70 -103.90 -103.80 -103.80 -103.70 -104.50 -102.45 -104.10 -103.75 -103.75 ¦ • • ¦ • ¦ ¦ • • • • 81-08 » • • ' ¦ • • • • • -14.08 ' ¦ -14.07 -13.80 -14.05 -13.98 -14.22 -14.10 -14.29 -14.15 -13.85 -13.96 -13.94 -14.22 ¦ • • ¦ ¦ • ¦ ' • • ZZZ-U(J Bq/I ¦ ¦ ' ¦ ¦ • • • in o> 9.1±0.3 10.0±1 10.0±1 I 8.0±0.3 9.0±0.5 9.3±0.5 I 9.6±0.5 7.4±0.5 9.1±0.5 8.1±1.0 9.9±0.5 9.3±0.7 • in 'S CO Oï 9.8±0.5 10.6±0.5 6.8±0.4 6.7±0.5 8.1±0.5 8.0±0.5 7.9±0.5 I • CS 1S to i mg/I • • • ¦ • 0.25 0.39 • • 0.92 ' ¦ • • • • 1.37 ' • • • • ¦ • ' • • • • ' • • ¦ • • ZOIS mg/I • ' • ¦ • • • ¦ ' ¦ • ¦ • • ¦ • ¦ • • • • • • • • • ¦ • ' 9.2 • • 4.3 • • 3d mg/1 • ' • ¦ • • • • ' • • • ' • • • ¦ • • ¦ ¦ • • • • • ¦ ' • • • ¦ • • • EON mg/I 0.8 4.5 1.7 4.7 0.5 6.3 6.2 15.4 9.5 12.4 8.4 7.9 5.8 10.0 8.8 9.3 10.2 12.2 9.5 12.0 21.4 18.4 13.3 9.2 8.0 8.2 9.5 14.7 14.7 16.9 14.3 14.1 11.9 14.6 9.5 IO mg/I 3.6 8.4 2.9 7.3 5.5 5.8 9.5 16.7 12.4 11.9 12.8 15.0 17.8 17.0 17.4 18.7 17.4 092 17.4 23.4 18.5 15.5 13.4 12.9 15.0 15.2 17.1 17.9 18.9 17.3 24.5 8ZZ 15.7 15.3 13.5 COOH man 205.9 273.7 71.8 107.9 46.5 182.2 200.5 328.5 228.0 256.2 225.5 207.0 219.0 298.5 238.0 199.0 223.4 231.0 224.2 255.0 298.1 229.5 202.5 193.5 181.5 184.5 178.5 229.5 216.0 211.5 298.5 262.5 232.5 289.8 214.5 fOS mg/I to 208 CM Tt 236 117 235 ZOE 496 871 931 859 6001 914 570 807 866 945 761 815 to CO 652 790 819 889 1049 SEOt 896 773 768 637 418 555 795 710 966 JS mg/1 0.6 Tt 0.4 1.2 1.1 1.4 2.1 3.6 4.6 4.5 4.1 4.8 4.5 5.1 6.1 5.3 5.8 4.8 4.7 4.6 3.9 4.7 5.5 5.7 4.7 4.9 4.6 5.0 4.5 4.4 3.7 4.0 3.8 3.1 4.7 X mg/I 4.2 3.6 2.2 2.6 3.9 3.3 3.6 5.1 5.4 6.1 5.6 5.0 4.9 4.7 4.5 IO 4.9 4.5 4.6 4.9 6.2 6.6 6.2 5.2 5.0 4.8 4.1 4.0 4.4 4.5 4.2 5.2 4.9 O) to 6.0 EN mg/I 2.4 5.2 2.3 3.8 3.9 4.0 8.5 22.2 ,24.6 24.9 22.4 24.6 22.3 19.3 24.0 22.7 25.1 22.2 23.2 22.5 24.3 22.4 24.4 21.1 26.3 27.0 20.9 19.5 24.9 23.8 19.0 22.0 24.5 23.1 25.6 Bn mg/I 10.2 28.9 6.6 18.0 17.0 28.2 40.1 57.9 84.9 86.6 84.4 93.4 91.4 59.6 068 89.7 94.1 86.1 91.2 78.8 71.5 84.6 89.7 91.9 98.5 98.5 93.4 81.7 80.2 70.0 63.4 68.6 80.2 74.4 94.8 EO mg/I 78.0 138.4 29.6 100.4 42.4 112.4 132.4 207.2 278.0 282.8 278.4 304.4 292.8 191.2 270.0 279.6 286.8 273.6 280.8 249.6 238.8 285.6 282.0 296.4 308.4 304.8 295.2 260.4 254.4 237.6 194.4 222.0 259.2 256.8 300.0 aieto) 3)3jnp mg/1 237 465 § 325 176 397 496 756 L 1044 1063 1042 1145 1108 723 1041 1068 1104 1038 ZZOt 948 891 1062 1074 1119 1176 1167 1122 987 966 882 747 837 978 948 1140 an mg/I 366 671 159 481 237 577 708 1149 1514 1612 1496 1666 1568 OZIl 1459 1490 1607 1417 1466 1277 1331 1453 1451 1519 1692 1678 1587 1401 1382 1219 1036 1172 1424 1391 1630 »iq?p 1/min • • • ¦ • ¦ • • • • ' • ¦ ¦ ' ¦ • ¦ ¦ • • • ¦ ' ¦ • • • ' • • • • • • nea.p jojd E 3.12 4.04 2.24 3.89 1.76 0.75 2.18 3.49 3.96 3.44 4.35 5.24 6.19 6.13 6.35 6.24 6.70 6.98 6.77 4.91 3.83 3.59 3.61 4.39 5.92 6.76 7.27 7.50 7.53 7.56 5.68 4.76 4.53 4.43 4.43 ZO 6« 01 CM in to CM Tt Tt CM to ID O CO in CO OÏ CO <2 CO CO to to CO CO O LO m en CO IO S to £ £ Tt to to Tt CM CD CJ to S O CS 2! CO O to to CO ID 20 mg/1 3.0 5.9 2.3 8.2 1.3 7.6 7.4 6.6 7.5 6.5 6.7 5.9 9.2 7.4 7.4 6.7 7.0 5.4 6.5 6.5 6.4 7.3 6.9 6.7 6.9 5.4 4.3 6.2 6.2 6.2 7.9 8.1 7.9 5.7 6.0 M3 1 459 430 363 370 123 428 367 423 443 459 437 450 415 433 494 498 490 447 430 417 451 437 435 402 445 410 406 397 483 474 486 447 487 442 516 Hd 7.71 7.49 8.14 7.86 7.62 7.69 7.63 7.21 7.35 7.25 7.18 7.38 7.57 7.37 SfZ 7.36 7.34 7.34 7.44 7.36 7.29 7.36 7.30 7.35 7.49 7.35 7.34 7.36 7.39 7.27 7.26 7.11 7.31 7.19 7.21 ainiciadiuai U 11.5 7.5 12.1 7.4 12.9 9.6 9.7 12.3 13.7 13.1 13.8 14.1 12.9 11.8 12.0 13.2 12.9 14.4 13.2 13.3 12.2 12.8 13.5 14.2 14.2 14.7 14.3 12.8 12.7 13.3 12.3 12.4 CO 13.1 13.6 0. 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SZ Ç "puoa E Ü a. 2560 2600 2590 2610 2590 2570 2530 0992 2500 2480 2460 2440 2490 2500 2485 2310 2385 2500 2540 2545 2535 2550 2550 2550 2550 2560 2580 2590 2585 9992 2400 2290 2350 2420 2450 -|3id ap 3}Bp 17/09/98 20/10/98 17/11/98 09/12/98 12/01/99 09/03/99 19/04/99 18/05/99 18/6/96 17/7/96 5/8/96 10/9/96 15/10/96 11/11/96 17/12/96 14/1/97 11/2/97 10/3/97 7/4/97 7/5/97 4/6/97 8/7/97 6/8/97 9/9/97 07/10/97 12/11/97 10/12/97 13/01/98 10/02/98 17/03/98 21/04/98 26/05/98 23/06/98 14/07/98 12/08/98 UiON SA-11 < 0) SA-11 SA-11 SA-11 SA-11 SA-11 •4 O) SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 SA-12 /(U 1 C/3 ¦a a e < soueieq / jns.ua s? -1.0 -0.6 -1.5 -1.3 -0.8 -0.3 -1.4 -2.0I -2. 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CD-Rom Sur ce CD-Rom se trouvent toutes les données acquises au cours du travail de la thèse de l'Université de Neuchâtel "Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial dans une vallée alpine (Valais, Suisse)", financé par le Fonds National Suisse de la recherche scientifique. Le CD-Rom contient trois différents dossiers : Textes, Figures et Annexes. 1) Le dossier Textes contient le fichier Schuerch.pdf avec le texte complet de la thèse, mais sans annexes. Ce fichier PDF peut être lu par le logiciel Adobe Acrobat Reader qui est gratuitement accessible sur l'Internet à l'adresse http://www.adobe.com . 2) Le dossier Figures contient les cartes et les graphiques de la thèse. Les cartes ont été enregistrées sous le format PDF ou JPEG (par exemple fichier Figurel0.pdf). Les fichiers JPEG peuvent être ouverts avec le logiciel Microsoft Photo Editor. Par contre, les graphiques ont été enregistrés sous le format Microsoft Excel Office97. Chacun de ces fichiers Excel contient deux feuilles avec les données acquises et le graphique présenté dans la thèse (par exemple fichier Figure20.xls). 3) Le dossier Annexes contient deux fichiers : • Annexes.pdf avec le texte entier des annexes 1 à 9. • Annexes8.xls avec toutes les analyses chimiques réalisées lors de ce projet de recherche. M. Schüren (2000) : Détermination des paramètres hydrauliques et hydrochimiques d'un aquifère alluvial Résumé Dans la vallée du Rhône en amont de la ville de Sierre (Valais central), le site du Bois de Finges est caractérisé par de multiples environnements géologiques quaternaires : les alluvions fluviatiles du Rhône, les alluvions du cône de déjection de l'Illgraben, les dépôts de l'éboulement de Sierre et les éboulis du versant sud. L'aquifère des alluvions fluviatiles du Rhône est généralement caractérisé par une perméabilité supérieure à 10~3 m/s, correspondant à un gravier sableux avec un important écoulement souterrain de l'ordre de 20 m/j et un gradient moyen de 3.5 %o. En période de hautes eaux, qui ont lieu entre juin et août, le Rhône alimente fortement cet aquifère alluvial par une eau peu minéralisée du type Ca, Mg-HCCh, SO4. Un autre apport d'eau du type Ca, Mg-SO4 provient des roches évaporitiques du versant sud. Par contre, en période de basses eaux (novembre à avril), l'aquifère alluvial du Rhône est exclusivement rechargé par l'eau sulfatée calcique du versant sud, car le lit du Rhône est pratiquement sec au cours de l'hiver. Les dépôts de l'éboulement de Sierre sont essentiellement composés par des dépôts de calcaires sableux et limoneux d'origine de l'Helvétique du versant nord, qui possèdent une perméabilité entre < IO"5 et 10~3 m/s. Le chimisme de ses eaux souterraines est caractérisé par une distribution spatiale très hétérogène. Chaque type d'eau représente plus ou moins une qualité de fluide et des processus physiques et chimiques très locaux, qui dépendent surtout du type de roche et du temps de transit. Les différentes techniques utilisées telles que la piézométrie, les jaugeages, la modélisation hydrogéologique et géochimique, l'échantillonnage spatio-temporel dans les trois dimensions, les isotopes et les diagraphies physico-chimiques ont permis de déterminer les paramètres hydrauliques et hydrochimiques de l'aquifère poreux complexe du Bois de Finges, ainsi que d'établir les processus liés à l'écoulement des différentes composantes d'eau souterraine. Une campagne de forage a permis d'implanter un réseau de cinq sondages en croix pour prélever des échantillons de sédiments meubles, ainsi que de réaliser des essais de pompage et des essais de traçage. Chaque technique utilisée mesure un ou plusieurs paramètres dans un environnement bien défini de l'aquifère. La piézométrie fournit des informations sur la distribution spatio-temporelle des niveaux d'eau, les lignes de courant, les gradients hydrauliques et les zones de recharge et de décharge. Par contre, les essais de pompage et les essais de traçage déterminent la perméabilité, le temps de transport des traceurs (uranine, bacteriophages), la vitesse d'écoulement et la porosité effective. L'origine des eaux (précipitations, cours d'eau, aquifère) a été déterminée par les isotopes stables (oxygène-18, deuterium), alors que le temps de séjour dans l'aquifère a été estimé à partir de la concentration du tritium et du radon 22 Rn. L'application simultanée de plusieurs méthodes a augmenté de manière significative la capacité de ces outils pour la compréhension des processus hydrochimiques et hydrauliques conjoints dans un aquifère complexe, et a ainsi donné l'occasion de les quantifier et de les comparer. En collaboration avec R. Monnet de l'Institut de géophysique de l'Université de Lausanne, une méthodologie de diagnostic et d'intervention sur un aquifère poreux a été développée. Cette méthodologie représente un guide pratique dans les cas suivants : prospection d'eau, évaluation de la qualité et de l'origine de l'eau, détermination des propriétés hydrauliques d'un aquifère et, finalement, délimitation des zones de protection et des risques de contamination d'un aquifère poreux. Ce guide pratique explique les techniques et le domaine d'application de chaque méthode, afin de permettre aux responsables d'une telle étude de choisir une ou plusieurs méthodes parmi les plus efficaces pour atteindre les buts choisis, ainsi que d'économiser du temps et des moyens financiers. Mots-clés hydrogéochimie, aquifère poreux, hydrogéologie, méthodes de prospection, sédiments quaternaires, eau sulfatée, relation eau souterraine - eau de surface, mélange d'eau, guide pratique, vallée du Rhône, Suisse