#3 Les sources du Mont Blanc: eaux pures et cristallines

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Le côté italien du Mont Blanc présente plusieurs sources d’eau qui proviennent de la fracturation des roches qui constituent le massif cristallin du Mont Blanc.

Le Massif du Mont Blanc s’allonge du Nord-Est au Sud-Ouest dans la chaîne alpine nord-occidentale. Il évolue en plein accord avec l’orientation actuelle des forces internes à la planète qui rapprochent les plaques européennes et africaines. Le Massif du Mont Blanc s’étire donc au contact de ces deux plaques. Sa diversité par rapport aux reliefs environnants vient du matériel dont il est constitué; sa roche magmatique est née dans les entrailles surchauffées d’une plaque continentale. Bien que parcouru par un réseau de fracture, notre massif garde la cohésion d’un bloc rigide. En répondant aux sollicitations internes du système alpin, il ne s’est pas plissé comme les roches sédimentaires environnantes, mais il a pris une forme d’amande.

Son isolement dérive de sa surrection au milieu de terrains charriés et plissés. Du côté italien, le Mont Blanc a rencontré l’ancien front de chevauchement qui poussait les deux plaques à se superposer. Le sillon à son pied indique le début du plan incliné souterrain à partir duquel la plaque européenne glisse sous la chaîne  alpine. A l’arrière, vers la Savoie, la surface se froisse comme un tapis glissant contre un obstacle. Bousculée par les Aiguilles Rouges et coincée derrière le Mont Blanc, la Vallée de Chamonix est un exemple de ces déformations.

 

 

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Les roches des plaques continentales sont souvent très anciennes et recyclées plusieurs fois. Dans la plaque européenne, le Mont-Blanc, constitué essentiellement d'un noyau de granite dans un enveloppe de gneiss, ne fait pas exception. Le gneiss de l'enveloppe dérive d'anciennes roches sédimentaires déformées et rééquilibrées au cours de l'ère primaire. Cette enveloppe est préservée dans la partie sud-ouest du massif, à partir de la coupole sommitale vers l'Aiguille des Glaciers et au-delà, ainsi qu'à la base du versant chamoniard et rhodanien. Il s'agit de roches cristallines litées, composées de quartz, feldspath et mica, qui englobent par endroits des masses sombres de minéraux ferromagnésiens. Au sein de cette enveloppe, un noyau de granite est mis en place au carbonifère (310 millions d'années) par fusion, puis cristallisation du même matériel. Le contact avec le gneiss encaissant est reconnaissable à mi-côte sur le versant chamoniard au départ du Montenvers, et en Val Veny le long de la crête du Brouillard où il prend la forme d'un liseré brunâtre.

 

 

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Le granite est constitué de quartz, de feldspath (parfois en gros cristaux potassiques blancs à la section rectangulaire) et de mica noir, par endroits altéré en chlorite verdâtre. Comme le gneiss, il est parsemé de nodules amphibolitiques plus sombres, à pâte fine, et entrecoupé de filons clairs à petits cristaux de feldspath ou à gros cristaux de quartz. La partie du massif encore protégée par la coquille gneissique présente des formes plus arrondies et continues, sur lesquelles ont été tracées les grandes voies normales. Là où le granite affleure directement en surface, le relief est très accidenté par un réseau de fractures dégageant les pitons, les aiguilles et les tours qui ont rendu le massif célèbre.

 

 

 

Le réseau de fentes et de cassures qui affecte la partie granitique du massif est le produit de soulèvements intervenus au cours de 20 derniers millions d'années. Le soulèvement a démarré lorsque, suite au rapprochement des plaques européenne et africaine, une partie de la plaque européenne s'est retrouvée enfouie sous les nappes alpines déjà en place. Parce qu'il ne pouvait plonger à cause de sa taille et de sa faible densité, le massif du Mont-Blanc a été délogé de sa niche avec couches sédimentaires qui le recouvraient.

De l'intérieur de la plaque où le massif était enseveli (et l'est encore pour une partie) jusqu'aux 4807 m de son sommet le plus haut, le massif a libéré une énorme quantité d'énergie et a réchauffé l'eau imprégnant ses roches, faisant circuler des fluides siliceux dans les fentes nées sous la déformation.

Pendant sa surrection, le massif a dû faire face à plusieurs cycles d'accumulation glaciaire sur sa coupole. Lors des périodes froides, les glaciers érodaient non seulement les versants en cirques, verrous et auges glaciaires, mais aussi les territoires autour du massif. La structure régionale des pis et des chevauchements rocheux déterminait le parcours des glaciers. Ils s'écoulaient en direction des grands bassins déjà présents dans cette partie des Alpes: le Rhône (Savoie), le lac Léman (Valais) et la Doire Baltée laissant des dépôts morainiques et des roches encore bien visibles de nos jours. Les premières glaciations alpines ont débuté il y a 1,6 millions d'années, alors que le retrait actuel ne dure que depuis 10000 ans avec quelque fluctuation. Le dernier avancement sensible date le 1820 pour l'ensemble du massif, suivi d'un recul presque continu jusqu'à nos jours.

La fracturation donne au massif cristallin une géométrie complexe qui en conditionne les caractéristiques hydrogéologiques. La perméabilité de ces roches est essentiellement due aux fractures dans lesquelles l’eau coule. L’étude statistique des fractures permet de remonter, avec une bonne approximation, aux modalités de la circulation hydrique souterraine, à partir de son infiltration jusqu’à sa sortie.

L’étude sur la fracturation du Massif du Mont Blanc a mis en évidence la présence, dans tout le côté  italien, de fractures essentiellement verticales; subordonnées à celles-ci on a des familles de fractures avec immersion majeure ou égale a 45°. Dans la partie centrale du massif, caractérisée par la présence de roches granitiques, la direction des fractures à grande échelle reste constante. Au contraire, les données de terrain ont mis en évidence que, aux extrémités de ce secteur central, les différentes familles de fractures à la petite échelle, tout en conservant le même angle entre eux, sont déplacées d’environ 40°.

 

 

 

Le flux hydrique qui alimente les sources a, donc, une importante composante verticale à la petite et à la grande échelle: les principaux auteurs d’études sur le massif et les études à l’intérieur du Tunnel du Mont Blanc confirment la présente hypothèse.

En conclusion on peut affirmer que les principales familles de fractures immergent essentiellement vers le côté  italien: on peut donc envisager que la plupart de l’eau présente dans le Massif du Mont Blanc est drainée vers l’Italie. Les études effectuées pendant la réalisation du Tunnel du Mont Blanc ont mis en évidence que la circulation à l’intérieur du massif envoie les 2/3 de l’eau dans le côté  italien.

L’étude hydrogéologique qu’on a fait a considéré les principales sources de la Val Ferret italienne.

Du point de vue du débit, les sources ont un caractère typique de la haute montagne: les fluctuations de l’été et de l’hiver sont essentiellement liées à l’évolution de la couverture de la neige. La différence de débit pendant l’année est très importante: par exemple la source de Frébouze présente une variabilité très élevée, vu que le débit en correspondance de la fonte de la neige est de 1000 l/s, tandis que pendant l’hiver on a seulement 100 l/s.

 

 

 

Si on met en relation la température de l’eau avec le débit de la source de Frébouze, on obtient un graphique très intéressant. En effet on voit que globalement les variations des débits suivent, décalées de deux mois, celles de la température; celle-ci est la responsable de la fonte de la neige. Quand on enregistre des valeurs élevées de la température, la couverture de la neige fond et alimente les aquifères; au contraire, quand les températures sont rigides, on n’a pas la fonte de la neige. Les analyses effectuées sur la source Frébouze indiquent un délai de circulation des eaux de fonte de la neige très rapide, environ de l’ordre de 10-12 semaines.

 

 

 

La plupart des sources de la Val Ferret présente une élevée variation pendant l’année: la conductivité diminue, tandis que le débit augmente. C’est le phénomène de la dilution chimique estivale.

Pendant l’hiver, à cause du bloc des circuits du aux températures externes très rigides, les sources présentent le minimum du débit, tandis que la conductivité arrive à 120 mS/cm. Au contraire, pendant l’été les températures augmentent en favorisant la fonte de la neige: le débit augmente beaucoup, tandis que la conductivité atteigne les valeurs mineurs (80 mS/cm) à cause du phénomène de la dilution chimique apportée par les eaux nivales très peu minéralisées.

 

 

 

La conductivité des sources présente une forte relation avec le calcium qui est le cation qui contrôle la minéralisation des eaux des sources de la Val Ferret.

Le pH des sources de la Val Ferret est presque toujours égal à 7: le caractère alcalin des eaux dérive de la neige et de la fonte des glaciers puisqu’ils présentent des valeurs élevées de SO4-- et CL-.

Le sodium et le potassium sont toujours très stables et ne changent pas avec la variation de température externe et de débit de la source: les concentrations sont toujours très faibles. Les chlorures présentent des concentrations très basses. On peut quand même observer que la concentration des chlorures dépend des précipitations: pendant les pluies de l’automne et les premières chutes de neige de l’hiver, on enregistre les valeurs plus élevées des chlorures.

Pour les sources de la Val Ferret on a calculé l’index de saturation. Par rapport à la calcite toutes les sources ont un index négatif pendant toute l’année. La même chose regarde la dolomie. Par rapport à la silice on a des valeurs positives vu que les eaux transitent dans les granites.

Parallèlement à l’étude géologique et géochimique, on a effectué une étude isotopique sur les eaux des sources de la Val Ferret pour confirmer les résultats obtenus et pour avoir de nouvelles informations sur les aquifères de haute montagne. En effet l’analyse isotopique permet, en particulier, de déterminer l’origine de l’eau qui alimente les aquifères et de comprendre l’histoire de cette eau. L’étude a pris en considération essentiellement l’isotope plus lourd de l’oxygène (18O) et on a aussi effectué quelque analyse du tritium (3H).

Pour ce qui concerne le 18O, dans la période de l’hiver les eaux sont moins riches en 18O, tandis que dans la période estivale on a une évolution qui tend à valeurs plus positives. Le trend est lié essentiellement à la saisonnalité, comme déjà expliqué auparavant. Si on considère la variation de l’oxygène 18, on observe qu‘en correspondance des pluies de l’automne celui-ci diminue: c’est probablement l’effet des précipitations qui viennent de la Méditerranée, avec beaucoup de chlorures et nitrates, mais peu fractionnées. Au mois de décembre les valeurs remontent à nouveau : cela est du probablement à une petite fonte de la neige fraîche de la partie inférieure de la vallée qui est plus riche en oxygène 18 par rapport à la neige des sommets. Pendant les mois suivants jusqu’à l’été on observe une diminution constante: c’est l’effet de la saisonnalité.

 

 

 

Avec les données de l’oxygène 18 on a essayé de trouver la hauteur isotopique de recharge de la source. Les analyses ont permis de calculer le gradient isotopique du côté italien du Massif du Mont Blanc: la hauteur de recharge est presque toujours individuée avec les glaciers présents dans le bassin en amont.

Les analyses du tritium ont permis d’affirmer que les eaux sont très récentes et ne sont pas mélangées avec des eaux plus anciennes.

Pour conclure, les données chimiques et isotopiques ont permis de comprendre que la circulation souterraine des sources de la Val Ferret est de type peu profond voire nettement superficiel: le signal météorique reste évident puisque l’eau reste homogène et diffusée à l’intérieur du système. Le système hydrogéologique a un «effet piston», en rejetant l’eau accumulée dans les fractures.

 

 

Article signé Roby Vuillermoz, Geologo

 

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Modéré par : Alice Dupuy

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