Hydrolyse, en particulier dans les silicates;

3. Oxydation des sulfures, des oxydes incomplètement pourvus d’oxygène, ferreux, manganeux, etc.;

il

est à remarquer que l’oxydation des sulfures produit

de

l’acide sulfurique, puissant agent d’attaque.

L’oxydation est m a x i m u m au voisinage

de

la source

de

l’oxygène, l’air atmo- sphérique, c’est-&-dire dans la partie supérieure du sol.

Le

plus souvent l’oxygène ne peut pénétrer tres profondément, car

il

est c o n s o m m é au fur et à mesure de son trajet descrndant,

de

telle sorte que les roches peuvent conserver leur pouvoir réducteur.

0,001

à

0,Ol. I1

provient de la combustion biologique et chimique des matières orga- 54

Géochimie des eaux souterraines niques du sol, de la respiration des racines des végétaux et des divers organismes qui vivent dans le sol cultivable.

A

ce gaz carbonique s’ajoute celui qui résulte de l’attaque par les acides organiques d u sol, par l’acide sulfurique provenant de l’oxyda- tion des sulfures et parl’acide nitrique forméau cours des phénomènesde nitrification.

D a n s les eaux souterraines normales, les teneurs en

HCO,

varient entre

180

et

550 mg/l,

dépassant rarement

600

mg/l. Les valeurs les plus courantes sont comprises entre

180

et

360

mg, correspondant donc à des tensions en

CO,

semblables à celle des sols agri- coles.

C’est ce gaz carbonique

qui

est l’agent actif de l’altération des roches, sans qu’on puisse négliger l’acide sulfurique, l’acide nitrique et les acides organiques précédemment mentionnés.

L’attaque du calcaire peut se réduire à l’équation suivante : k,

klk,

[H,CO,]

= -

[HCOJ2[Ca++]

dans lesquelles

6

represente la tension du

CO,;

a le coe5cient de dissolution du

CO,

libre dans l’eau;

[HsCOJ

la concentration en mols de

CO,

libre dissous dans l’eau, 6quilibrant la dissolution de

[HCO;]

et de [Ca++];

[HCO;],

[Ca] la concentration en mols;

k,, k,,

k, les constantes de première et de deuxième dissociation de l’acide carbonique, et le produit de solubilité du CaCO,

L’attaque des silicates est elle aussi, en définitive, une action plue ou moins directe du gaz carbonique.

I1 y

a certes, a u début, une mise en solution vraie des silicates (Correm).

Mais

l’attaque dépend surtout de l’acidité ou de la forte alcalinité de l’eau. O r l’acidité de l’eau est essentiellement due au gaz carbonique.

Pour l’orthose on aurait :

8

H,O + K

[AISi30,J +

K+ +

3Si4+

+ AIJ+ +

16 OH-

Ala++

3OH- + Al(OH),

Si4+

+

3 OH- 3

SiO, +

3

H+

SiOs=+ H,O +

SiO, +

2

OH-

L’aluminium et la silice réagissent ensuite pour donner en milieu acide de la kaolinite, en milieu basique de la montmorillonite ou des illites.

Les feldspaths mettent ainsi en solution des ions

K,

Na, C a et de la silice molé- culaire, mais peu de silice colloïdale.

Les minéraux ferromagnésiens apportent aussi les éléments précédents, mais avec en plus

Mg

et Fe. C o m m e les silicates mettent en solution infiniment moins de

C1

que d’alcalins, on voit qu’il existe un déséquilibre chlore-alcalin d’origine, caractéristique des eaux issues des roches cristallines et cristallophylliennes,

qu’il

ne faut pas confondre avec le déséquilibre

dû

à des échanges de bases.

E A U X D E S D I F F É R E N T S T E R R A I N S

L a composition chimique dépend

ainsi

de la nature des terrains.

I. H. S C E I O E ~ X , a L’id3uence du climat sur la composition chimique des eaux souterraines vadoses B, Bull. Soc. g6d. Fr. (5).

t. II, 1941. p. 267-289; et Cours d’hydrogéologie, Paris, Institut franqaiu du p6trole. 1949, 1 vol.. 364 pages.

Terrains calcaires.

L e

CO,

dissous est rapidement saturé en C0,Ca. Mais, c o m m e nous l’avons vu, le gaz carbonique

du

sol a une tension ne variant que fort peu.

En

conséquence, la teneur en

COSH

et C a correspondant de l’eau n’oscille qu’entre les limites étroites que nous avons indiquées plus haut.

L a dissolution du carbonate de calcium des calcaires se trouvera donc limitée. Mais celle des autres sels contenus dans les calcaires dépend de la nature de ces roches.

D’une manière générale, la circulation par fissures, m ê m e si elle n’exclut pas d’autres modes de circulation, est prédominante dans les calcaires. L a surface d’attaque par rapport au volume d’eau qui circule se trouve ainsi considérablement réduite.

D e plus, les sels les plus solubles, les chlorures, les sulfates, sont emprisonnés dans la matière calcaire. L e manque de pores dans les calcaires compacts et dans les calcaires cristallins ne permet pas à l’eau d’aller les chercher en profondeur, tout au plus à quelques décimètres lorsque le calcaire subit une altération.

I1

n’en va évidemment pas de m ê m e dans les calcaires très poreux. Mais, dans l’un c o m m e dans l’autre cas, ces sels ne peuvent être mis en liberté que par dissolution préalable des carbonates qui les emprisonnent. Aussi la composition chimique des eaux doit-elle avoir tendance à refléter la composition chimique des calcaires. C o m m e ceux-ci sont, d’une manière générale, pauvres en chlorures et en sulfates, les eaux des calcaires seront surtout riches en carbonates et pauvres en chlorures et en sulfates

;

un faible résidu sec en sera une autre conséquence.

Dans les dolomies les phénomènes sont du m ê m e genre que dans les calcaires. Mais, d’une manière génbrale, il semble que le rapport rMg/rCa* soit plus petit dans l’eau que dans les roches, en particulier dans les calcaires dolomitiques. L a calcite est, en effet, plus soluble que la dolomite.

Gypse et terrains salifhres.

Les

eaux ~e chargent rapidement en sels non pas à cause de l’étendue ou de la durée du contact eau-roche, mais en raison de la grande solubilit6 du gypse et de la grande teneur en autres sels très solubles, amenant une mise en solution rapide.

Les eaux traversant le gypse atteignent très rapidement de hautes teneurs en Caso,, allant très souvent jusqu’à saturation. D e m ê m e , les eaux des terrains salifères contiennent une très grande quantité de chlorures.

I1

est à remarquer que l’augmentation du

SO,

entraîne non seulement une augmen- tation du calcium, mais aussi du magnésium, le gypse renfermant toujours une propor- tion plus ou moins grande de

Mg.

D’ailleurs, une fois la saturation de CaS0, atteinte, C a ne peut plus augmenter. Seul

MgSO,

peut encore se dissoudre.

Les eaux arrivent ainsi à présenter des teneurs extrêmement élevées en

SO,

et C1, en Ca,

Mg

et Na, conduisant à des résidus secs qui peuvent atteindre plus de 200 gjl.

I1

est à remarquer que la concentration du

CO,

combiné reste voisine de la normale et se tient m ê m e plutôt en dessous qu’au-dessus lorsque

SO,

est élevé par suite du jeu du produit de solubilité S0,Ca.

Enfin, la solubilité du sulfate de chaux augmentant avec la teneur en chlorures, les eaux chlorurées sodiques peuvent avoir une teneur en

SO,

et C a plus élevée que les eaux seulement sulfatées calciques. L e rapport sMg/rCa a alors tendance à croître.

E a u x en contact avec des marnes et des argiles.

Les eaux souterraines peuvent être en contact avec des marnes, des argiles ou bien des shales (mamolites, argilitea). Ces roches ont souvent une très grande porosité,

Le symbole I indique que 1’616ment devant lequel il est placé est exprime en milliéquivalents

56

Géochimie des eaux souterraines

dépassant parfois 50

yo.

Leurs pores sont très ténus, donc aussi très abondants. L a surface de contact eau-roche est extrêmement grande. D e plus, la vitesse de circulation est excessivement faible à l’intérieur de ces roches considérées c o m m e imperméables.

Enfin les marnes et les argiles ont pu retenir par adsorption, c o m m e en témoignent les analyses chimiques, une quantité notable de sels (chlorures, sulfates), grâce à la nature colloïdale d’une partie de leurs constituants et à la finesse du grain de la roche. Cette rétention s’est faite, soit par adsorption lors de la précipitation des sédiments, soit par emprisonnement d’eau de mer, une fois ces argiles et marnes précipitées. Ces sédiments pouvaient emprisonner plus de

50 yo

d’eau de mer rapportée à leur volume. Aussi, les eaux en contact avec les roches argileuses sont-elles chargées en sels, avec très souvent des résidus secs de plusieurs grammes.

Le CO,

combiné garde sa valeur ordinaire. Mais les teneurs en

SO,

et

C1

sont supé- rieures à celles des eaux des autres terrains, exception faite des terrains gypseux et salifères. Généralement, elles dépassent la concentration en

HCO;.

Tantôt le

SO,

l’emporte sur le CI, tantôt c’est l’inverse. Naturellement, les hautes valeurs de

SO,

amènent de hautes valeurs de C a et

Mg

et les hautes valeurs de C1, de hautes valeurs de Na.

Les échanges de bases sont très fréquents au contact des roches argileuses, les argiles sodiques échangeant des ions N a contre des ions C a et

Mg

de l’eau, les argiles calciques échangeant leurs ions C a contre des ions N a et

Mg. La

teneur en

SiQ,

est plus grande que dans les autres eaux.

E a u x des sables et grès normaux.

Les sables et beaucoup de grès ont de nombreux piores dkveloppant une très grande surface d’attaque du terrain, ce qui permek, par conséquent, la mise en solution rapide d’une grande quantité de cations et d’anions.

Et

cette quantité est d’autant plus élevée que l’eau, par suite de sa circulation beaucoup plus lente, se trouve plus longtemps en contact avec les terrains.

I1

en résulte que les eaux des sables et des grès sont nor- malement plus chargées en sels

(SO,, Cl,

Na, M g , Ca) que celles des calcaires. L a teneur en

CO,

est celle de toutes les eaux de la m ê m e région climatique.

Eaux des sables et des grès purement siliceux.

Ici,

puisqu’il n’y a guère que du quartz, l’eau ne pourra se charger que de très peu d’éléments, m ê m e dans les régions arides.

Le CO,

dissous, le m ê m e qu’ailleurs, donne certes un certain nombre d’ions

HCO,

et

CO,

par dissolution. Mais ceux-ci ne sont pas augmentés de ceux que fournirait la dissolution des carbonates, absents de ces roches. L a teneur en ions

HCO,

est donc faible, quelques milligrammes à quelques dizaines de milligrammes seulement. C o m m e

il

n’y a que très peu d’ions C a et M g , tout l’acide carbonique d’dquilibre n’est pas saturé.

I1

reste, par conséquent, du

CO,

agressif. Enfin la pauvreté en ions

HCO,

donne des pH faibles, de l’ordre de

6

et

5.

L a teneur en

C1

et en

SO,,

quoique souvent plus faible que dans les eaux des terrains calcaires

-

^il n’y en a que quelques dizaines de milli -grammes au plus

-

peut devenir égale k la teneur en

HCO,,

o u m ê m e , et c’est le cas le plus fréquent, la surpasser en raison de la faiblesse de

HCO,.

C a et

Mg

sont faibles;

N a peut dépasser Ca.

E a u x en contact avec de5 matières organiques.

Les

eaux peuvent être en contact avec des matières organiques, telles quc des tourbes, des lignites, des charbons, des hydrocarbures, qui constituent un milieu réducteur et provoquent, par l’intermédiaire de bactéries, une réduction de sulfates.

I1

en résulte :

10

un abaissement de la teneur en

SO,

et par conséquent aussi de

rSO$rCl,

par rapport

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