Évolution des milieux d’exposition 1 Paramètres physico-chimiques

Dans l’ensemble des expérimentations, la baisse du niveau d’oxygène est due au processus de respiration des chironomes. En effet, les expositions sans chironome ne présentent pas cette baisse d’O2. Ce processus de respiration entraine une augmentation

du CO2 dissous dans le milieu et donc une légère acidification de ce dernier. Cela est

vérifié avec un bilan de masse de CO2 respiré. Premièrement une estimation du CO2

produit a été réalisée par le raisonnement suivant ou la matière organique (MO) est représentée par CH2O (Mm=30 g/mol).

Au début de l’expérience, 0,3 mg de nourriture est introduit dans le système par jour et par organisme. Ce qui donne 60 mg pour une exposition de 10 jours avec 20 organismes. Les références OECD (2004) et (2010) expliquent que les chironomes consomment 0,25 mg de MO pour la respiration par jour et par organisme ; c’est sur cette base que la quantité de nourriture avait été préparée (en incluant aussi une fraction nécessaire à la croissance, cf IV.4. 4.3.3). Sur dix jours et pour vingt chironomes, la respiration consomme donc 50 mg de matière organique et produit 1,7 mmol de CO2.

Ce modèle est démontré à l’aide du logiciel CHESS dans le Chapitre V – Modélisation géochimique.

Dans l’expérience montmorillonite, le témoin sans Uranium (C0) a montré que le milieu était stressant pour les chironomes. Crawford et Liber (2015) avaient déjà signalé ce problème. Dans notre expérience, malgré le mélange à 90 % de sable de Fontainebleau, le milieu conserve une texture difficile pour les chironomes avec un sédiment fin. Ce stress entraine une surconsommation d’oxygène et en conséquence une baisse accrue du pH par rapport aux autres milieux.

Pour l’expérience kaolinite, le pH présente une évolution à la hausse. Cette évolution anormale est probablement liée au développement algal observé pour cette expérience. En outre, il est noté que ce développement algal a un impact sur la

Chapitre IV- Comportement des phases minérales pures 142 disponibilité de l’Uranium. Les Eh mesurés dans l’ensemble des expérimentations caractérisent un environnement oxydant favorisant la présence d’Uranium (+VI).

7.1.2 Distribution des concentrations entre l’eau et le sédiment

Dans le cas présent les eaux interstitielles (i) sont en contact avec les chironomes tout au long de leur croissance ce sont donc potentiellement les plus impactantes pour la biodisponibilité. La suite de la discussion se concentre donc sur celles-ci. Dans le cadre de notre discussion, la relation entre les concentrations en Uranium dans l’eau interstitielle et les teneurs dans le sédiment est particulièrement intéressante : elle permet de quantifier l’impact du sédiment (en particulier la sorption sur les sites de surface) sur la disponibilité de l’Uranium dans la phase aqueuse. Pour ceci, le rapport des concentrations est un outil utile. Classiquement noté KD (coefficient de partage

sol/eau), calculé pour la suite à l’aide de la formulation suivante (Éq. 8) : K!(L/kg)= U tot_Sed(!"#/!" !é!"#$%& !"#) U tot_Dissous (!"#/! !"#) (8). La distribution présentée à la Figure 62 donne une mesure du fractionnement de l’Uranium entre les eaux interstitielles (mobile) et le sédiment (fixé). Dans l’expérience HFO, un KD élevé est calculé (>50×10! L/kg), l’expérience montmorillonite montre un KD

intermédiaire de l’ordre de 100 L/kg, enfin la kaolinite et le sable de Fontainebleau présentent les KD les plus faibles, compris entre 5 et 10 L/kg. Le sédiment composite

possède un comportement intermédiaire avec des valeurs entre 1000 et 10! _L/kg. Ces valeurs sont cohérentes avec la littérature qui propose des valeurs pour le KD de l’Uranium comprises entre <1 et 1×10! _{L/kg (US EPA, 1999, CCME, 2011 ; Kumar et} al., 2013 ; Manoj et al., 2017). Les différentes causes exliquant cette variabilité sont liées à la minéralogie, à la composition de l’eau et/ou au pH. De manière plus précise l’étude de Crawford et al. 2017 présentent des valaur de KD pour l’Uranium de 20 à 20×10! L/kg où les valeurs les plus fortes (> 1000 L/kg) sont calculées pour des valeurs de pH comprises entre 6 et 7.

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Figure 62 : Représentation des KD (en L/Kg) en fonction du temps pour les cinq expérimentations.

Les bilans de masse sont aisés à réaliser : il s’agit de comparer la masse totale d’Uranium injectée dans un bécher (spike), et les quantités fixées et dissoutes analysées. Les bilans montrent que l’Uranium est majoritairement présent sous forme sorbée sur le sédiment pour les cinq expériences voire ultra-majoritairement dans le cas de la ferrihydrite.

Au sein des expérimentations, le HFO et le composite possèdent les plus fortes capacités de sorption. À l’inverse, le sable de Fontainebleau présente une capacité de sorption très faible avec des concentrations élevées en phase aqueuse malgré un sédiment plus faiblement enrichi. Ces éléments seront regardés quantitativement dans la partie modélisation (cf. V. 2.1.3.1 et 2.2), qui simule explicitement l’impact des sites de surface, en tenant compte de leur affinité et des capacités de sorption renseignées dans la littérature. La gamme de sorption établie au sein de l’expérimentation est la suivante :

sorption sable de Fontainebleau< sorption kaolinite< sorption montmorillonite, sorption composite< sorption ferrihydrite.

7.1.3 Ions majeurs

La signature bicarbonatée calcique est liée à la composition des eaux de la commune d’Etterbeek (Bruxelles, Belgique) qui compose pour moitié l’eau de FOS (l’autre moitié étant de l’eau déminéralisée).

Chapitre IV- Comportement des phases minérales pures 144 La présence d’ions nitrate et potassium dans les eaux HFO et composite peut être expliquée par le processus de synthèse de la ferrihydrite, par réaction de nitrate de fer avec de la soude potassique (cf. IV. 4.1). 7.1.4 Uranium Malgré les phases d’équilibrage, l’eau interstitielle et l’eau de surface ne sont pas à l’équilibre à l’instant initial. Les gradients de concentrations créent des échanges entre l’eau interstitielle et l’eau de surface pour l’Uranium (et les autres éléments). L’équilibre est atteint à T10 pour le sable de Fontainebleau, mais pas pour les autres phases pour lesquelles le temps d’exposition n’est pas assez long. Cela peut être dû aux mécanismes de transfert d’une part, de chimie d’autre part. Le transfert diffusif est plus rapide dans le sédiment sable de Fontainebleau que dans les argiles ou le HFO, permettant une transition plus courte vers l’équilibre. Par ailleurs, dans les expériences témoin sans chironome, la concentration en Uranium de l’eau interstitielle à T10 est très proche de la concentration initiale ; cela montre l’impact des chironomes sur les transferts entre eau interstitielle et eau de surface (bioturbation). Il a déjà été évoqué que la texture du sédiment Montmorillonite en faisait un milieu de vie peu propice aux chironomes : dans ce cas, la bioturbation est limitée, ce qui diminue aussi les transferts.

D’autre part, pour les expériences sable de Fontainebleau, kaolinite et montmorillonite, les concentrations mesurées dans l’eau interstitielle sont supérieures à celle de l’eau de surface. Le sédiment possède une charge initiale en Uranium significative à l’équilibre avec l’eau interstitielle ; la diffusion de l’Uranium entre l’eau intertitielle et l’eau de surface est compensée partiellement par la désorption qui réalimente l’eau interstitielle en Uranium et allonge le temps de remise à l’équilibre.

À l’inverse, pour les expériences HFO et composite, la très forte affinité des sites présents sur la ferrihydrite, associée à leur forte capacité d’échange, pompe l’essentiel de l’Uranium disponible dans l’eau interstitielle ; en conséquence, les concentrations en Uranium dans l’eau interstitielle sont inférieures à celles de l’eau de surface.

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