caractéristiques hydrogéochimiques et isotopiques d'eaux thermo

Caractéristiques hydrogéochimiqueset isotopiques d’eaux thermo-minérales

du Massif central. Inventaire du potentielgéothermique de la Limagne (projet COPGEN)

Rapport final

BRGM/RP-53597-FRdécembre 2004

Caractéristiques hydrogéochimiqueset isotopiques d’eaux thermo-minérales

du Massif central. Inventaire du potentielgéothermique de la Limagne (projet COPGEN)

Rapport final

BRGM/RP-53597-FRdécembre 2004

Étude réalisée dans le cadre des opérationsde Recherche du BRGM 2004-ENER-08

Ph. NégrelAvec la collaboration de

E. Petelet-Giraud, H. Serra, R. Millot, W. Kloppmann

Vérificateur :

Original signé par : L. CHERY

Approbateur :

Original signé par : D. PENNEQUIN

Le système de management de la qualité du BRGM est certifié AFAQ ISO 9001:2000.

Mots clés : Géothermie, Inventaire des ressources, Géologie, Sources thermales, Géochimie,Géochimie isotopique, Géothermomètres chimiques, Hydrogéologie, Massif central, Limagne.

En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante :

Négrel Ph., avec la collaboration de Petelet-Giraud E., Serra H., Millot R., Kloppmann W.(2004) - Caractéristiques hydrogéochimiques et isotopiques d’eaux thermo-minérales du Massifcentral. Inventaire du potentiel géothermique de la Limagne (projet COPGEN). BRGM/RP-53597-FR, 165 p., 108 ill.

© BRGM, 2005, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l’autorisation expresse du BRGM.

Caractéristiques hydrogéochimiques et isotopiques d’eaux thermo-minérales du Massif central

BRGM/RP-53597-FR – Rapport final 3

Synthèse

ans le cadre d’une politique de relance des énergies renouvelables sur le territoiremétropolitain, l’ADEME et le BRGM ont mis en place un projet méthodologique

d’inventaire de la ressource géothermale au travers de la convention de recherchen° 05 02 037 signée le 29 octobre 2002. Ce projet, COmpilation du PotentielGéothermique National (COPGEN), s’est focalisé sur la zone des plaines de Limagne,qui correspond géologiquement à une série de bassins tertiaires situés sur la bordurenord du Massif central.

Cette étude géochimique, objet de la seconde phase du projet COPGEN, s’estfocalisée sur les zones d’émergences des eaux thermo-minérales situées le long de lafaille d’Aigueperse. Les eaux thermo-minérales échantillonnées et analysées sontcelles de Royat, Châtel-Guyon, Joze, Saint-Myon et Gimeaux, Montpensier, Vichy etBourbon-Lancy. Les objectifs étaient d’identifier la source des fluides et les rochespotentiellement réservoirs, ainsi que d’approximer la température maximale atteinte ausein des réservoirs profonds. Pour cela, une approche géochimique, la plus exhaustivepossible, a été appliquée, en mettant en œuvre l’étude des éléments majeurs et traces,ainsi qu’un large panel d’outils isotopiques complémentaires (isotopes de la moléculed’eau, du soufre et de l’oxygène des sulfates, du bore, du lithium, du strontium et dunéodyme).

La géothermométrie, qui permet d’estimer une température de fluide en profondeur àpartir d’analyses chimiques de surface, a été mise en avant et les résultats, interprétésen premier lieu en tant que tels, ont permis d’estimer la température des fluides enprofondeur. Ces résultats ont été complétés par une approche de calcul de spéciationdes compositions des fluides analysés à la surface sur une plage de températures, afinde voir à quelle température un équilibre thermodynamique est atteint entre certainsminéraux et le fluide. Enfin, la reconstitution des compositions chimiques profondes parune approche inverse a été réalisée : à la température de réservoir avancée par lesdifférents géothermomètres, la concentration en silice pour laquelle le quartz était àl’équilibre thermodynamique a été recherchée.

L’ensemble de ces résultats a été couplé avec les systématiques isotopiques en termed’investigation croisée des réservoirs géothermaux potentiels.

Cette étude a permis de monter la très grande diversité des eaux thermo-minérales ausein d’une faible extension géographique constituée par la zone de la failled’Aigueperse. On trouve des différences notoires en terme de type d’eau, de salinité etde signatures isotopiques qui sont à relier à des histoires différentes pour chaquesource étudiée. Ces histoires différentes se traduisent en terme de type de réservoir(nature géologique), de profondeur et intensité d’interaction entre l’eau et la (les)roche(s) (température du réservoir profond).

D


4 BRGM/RP-53597-FR – Rapport final

Le couplage de différentes approches isotopiques a permis de montrer toute lacomplexité de l’étude de ces réservoirs profonds, et que l’utilisation d’un seul outilisotopique pourrait conduire à une interprétation erronée de l’origine des eaux.L’approche novatrice avec les isotopes du lithium laisse entrevoir des potentialités trèsintéressantes en combinant les températures profondes des réservoirs et lescontraintes lithologiques.

L’approche isotopique complétée des calculs géothermométriques a permis dedistinguer trois sources au potentiel géothermique intéressant avec des fluides dont latempérature est supérieure à 200 °C : Royat (230 °C), Châtel-Guyon (210 °C) etGimeaux (215 °C). Sur ces trois sites, Châtel-Guyon montre des caractéristiquesisotopiques propres, pouvant amener à considérer le réservoir comme étant endomaine sédimentaire, ce type de réservoir étant le plus favorable aux exploitationsgéothermales. Il serait ainsi intéressant d’envisager une étude plus poussée de Châtel-Guyon avec une même approche appliquée à toutes les ressources en eau du site.



Sommaire

1. Introduction .............................................................................................................15

2. Cadre géologique et structural..............................................................................19

3. Les sources et forages d’eaux minérales ............................................................23

3.1. JOZE..................................................................................................................23

3.2. MONTPENSIER.................................................................................................24

3.3. ROYAT ..............................................................................................................25

3.4. SAINT-MYON ....................................................................................................27

3.5. CHÂTEL-GUYON ..............................................................................................28

3.6. GIMEAUX ..........................................................................................................32

3.7. VICHY................................................................................................................34

3.8. BOURBON-LANCY - MARQUISE .....................................................................36

4. Méthodologies utilisées et outils géochimiques ................................................37

4.1. LES ÉLÉMENTS CHIMIQUES ..........................................................................37

4.2. LES ISOTOPES.................................................................................................374.2.1. Les isotopes stables de la molécule d’eau.............................................374.2.2. Les isotopes du bore..............................................................................374.2.3. Les isotopes du lithium...........................................................................384.2.4. Les isotopes du soufre et de l’oxygène des sulfates..............................394.2.5. Les isotopes du strontium ......................................................................394.2.6. Les isotopes du néodyme ......................................................................40

5. Résultats..................................................................................................................43

5.1. LES PARAMÈTRES PHYSIQUES DES EAUX .................................................43

5.2. CARACTÉRISTIQUES CHIMIQUES DES EAUX..............................................455.2.1. La balance ionique .................................................................................455.2.2. Classification des eaux dans un diagramme de Piper ...........................455.2.3. Les relations entre éléments chimiques.................................................46

5.3. LES TRACAGES ISOTOPIQUES......................................................................535.3.1. Les isotopes de la molécule de l’eau : δ18O et δ2H.................................535.3.2. Les isotopes du bore..............................................................................565.3.3. Les isotopes du lithium...........................................................................62



5.3.4. Les isotopes du soufre et de l’oxygène des sulfates : δ34S (SO4) etδ18O (SO4).............................................................................................. 66

5.3.5. Les isotopes du strontium...................................................................... 755.3.6. Les isotopes du néodyme...................................................................... 84

6. La géothermométrie : estimation des températures profondes ....................... 87

6.1. L’APPLICATION DES GÉOTHERMOMÈTRES................................................ 876.1.1. Montpensier ........................................................................................... 876.1.2. Royat - Eugénie ..................................................................................... 876.1.3. Saint-Myon............................................................................................. 886.1.4. Châtel-Guyon (Carnot, Louise).............................................................. 886.1.5. Gimeaux ................................................................................................ 896.1.6. Bourbon-Lancy - Marquise .................................................................... 896.1.7. Joze ....................................................................................................... 906.1.8. Vichy Dôme et Forage Antoine.............................................................. 906.1.9. Conclusions ........................................................................................... 92

6.2. ETAT D’ÉQUILIBRE DES EAUX THERMALES................................................ 926.2.1. Montpensier ........................................................................................... 946.2.2. Royat - Eugénie ..................................................................................... 946.2.3. Saint-Myon............................................................................................. 956.2.4. Châtel-Guyon (Carnot, Louise).............................................................. 966.2.5. Gimeaux ................................................................................................ 966.2.6. Bourbon-Lancy - Marquise .................................................................... 976.2.7. Joze ....................................................................................................... 986.2.8. Vichy (Dôme, Forage Antoine) .............................................................. 996.2.9. Conclusions ......................................................................................... 100

6.3. RECONSTITUTION DES COMPOSITIONS CHIMIQUES PROFONDES...... 1016.3.1. Montpensier ......................................................................................... 1036.3.2. Royat - Eugénie ................................................................................... 1046.3.3. Saint-Myon........................................................................................... 1066.3.4. Châtel-Guyon (Carnot, Louise)............................................................ 1076.3.5. Gimeaux .............................................................................................. 1096.3.6. Bourbon-Lancy - Marquise .................................................................. 1106.3.7. Joze ..................................................................................................... 1126.3.8. Vichy - Dôme ....................................................................................... 1136.3.9. Vichy - Forage Antoine ........................................................................ 1146.3.10. Conclusions ......................................................................................... 116



7. Discussion.............................................................................................................119

7.1. ISOTOPES ET ENVIRONNEMENT GÉOLOGIQUE DU MASSIFCENTRAL ........................................................................................................119

7.2. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LOURDS, NON SOUMIS AUFRACTIONNEMENT, DANS UNE APPROCHE DE RÉSERVOIR. ................124

7.3. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LOURDS, NON SOUMIS AUFRACTIONNEMENT, ET DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LÉGERS,POTENTIELLEMENT SOUMIS AU FRACTIONNEMENT, DANS UNEAPPROCHE DE RÉSERVOIR.........................................................................127

7.4. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LÉGERS,POTENTIELLEMENT SOUMIS AU FRACTIONNEMENT, DANS UNEAPPROCHE DE RÉSERVOIR.........................................................................132

7.5. TRACAGES ISOTOPIQUES ET TEMPÉRATURES PROFONDES ...............134

8. Conclusions ..........................................................................................................141

9. Bibliographie .........................................................................................................157

Liste des illustrations

Illustration 1 - Massif central : les ensembles géologiques (d’après Autran etPeterlongo, 1980). ...........................................................................................15

Illustration 2 - Carte des sources thermales sélectionnées dans la synthèse de Serra etal. (2003)..........................................................................................................16

Illustration 3 - Localisation des bassins tertiaires du Massif central.......................................17

Illustration 4 - Positionnement des eaux thermo-minérales étudiées dans cette étudesur un fond de carte de l’anomalie de Bouguer...............................................20

Illustration 5 - Coupe géologique W-E simplifiée de la Limagne d’Allier, d’après la cartegéologique au 1/50 000 de Clermont-Ferrand.................................................21

Illustration 6 - Photos de la source Joze, en vue générale et en vue détaillée del’émergence par le refoulement de la buse. ....................................................23

Illustration 7 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Thiers (694). ...........................24

Illustration 8 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 d’Aigueperse (669). .....................25

Illustration 9 - Photo de la tête de puits de la source Eugénie. ..............................................26

Illustration 10 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Clermont-Ferrand (693). .........26

Illustration 11 - Photos de la source de Saint-Myon.................................................................27

Illustration 12 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 d’Aigueperse (669). .....................28



Illustration 13 - Photos de la buvette du parc thermal de Châtel-Guyon et de la tête depuits de la source Louise................................................................................. 29

Illustration 14 - Coupe du forage Carnot.................................................................................. 30

Illustration 15 - Coupe de l’ouvrage de la source Louise......................................................... 31

Illustration 16 - Extrait de la carte géologique à 1/50 000 d’Aigueperse (669). ....................... 32

Illustration 17 - Photos de l’émergence naturelle de la source Gimeaux, située dans unabri................................................................................................................... 33

Illustration 18 - Photo du descriptif de la source de Gimeaux (également dénomméePuits du Ceix) faisant partie d’un espace protégé........................................... 33

Illustration 19 - Photos en vue générale de la source Dôme et vue détaillée desdégagements gazeux sur le sommet de la vasque......................................... 34

Illustration 20 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Vichy (646). ............................ 35

Illustration 21 - Coupe technique et géologique du forage Antoine. ........................................ 35

Illustration 22 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Dompierre-sur-Besbre(569) et Bourbon-Lancy (576). ....................................................................... 36

Illustration 23 - Date de prélèvement, nom des sources, température à l’émergence,conductivité, pH et Eh. .................................................................................... 43

Illustration 24 - Diagramme température en fonction de la salinité dans les eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. .......................... 44

Illustration 25 - Diagramme pH en fonction de la salinité dans les eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ........................................... 44

Illustration 26 - Diagramme de Piper des eaux thermo-minérales prélevées dans la zonede la faille d’Aigueperse. ................................................................................. 46

Illustration 27 - Diagramme Cl-Br dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans lazone de la faille d’Aigueperse. ........................................................................ 47

Illustration 28 - Diagramme Cl-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 48

Illustration 29 - Diagramme HCO3-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 50

Illustration 30 - Diagramme HCO3-Cl dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 50

Illustration 31 - Diagramme Ca-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 51

Illustration 32 - Diagramme Mg-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 52



Illustration 33 - Diagramme δ18O-δ2H dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ............................................................53

Illustration 34 - Processus d’échanges isotopiques susceptibles d’affecter la signatureisotopique des eaux (Clark et Fritz, 1997). ......................................................54

Illustration 35 - Diagramme δ18O-Cl dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ............................................................55

Illustration 36 - Diagramme δ2H−δ2H et δ18O-δ18O dans les eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse et des échantillonsprécédent des mêmes eaux thermo-minérales. ..............................................56

Illustration 37 - Diagramme Cl-B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans lazone de la faille d’Aigueperse..........................................................................57

Illustration 38 - Diagramme δ11B-1/B dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ............................................................58

Illustration 39 - Diagramme δ11B vs. 1/B et δ11B vs. Cl dans les eaux thermo-minéralesde Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) des eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse, les eaux salinesprofondes de la Vienne (Casanova et al., 2001) et les saumures dubassin de Paris (Mossadik, 1997)....................................................................61

Illustration 40 - Diagramme δ11B vs. Cl/B dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003), les eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse et les saumures du bassin de Paris(Mossadik, 1997). ............................................................................................62

Illustration 41 - Relation entre les concentrations en sodium et lithium dans les eauxthermo-minérales. Les isothermes (130 à 250 °C) sont celles calculéespar le géothermomètre Na-Li...........................................................................63

Illustration 42 - Relation entre la composition isotopique du lithium (δ7Li en ‰) etla concentration en Li pour les eaux du Cézallier, de la Margeride etd’Aigueperse. L’erreur analytique sur le δ7Li est de ± 0,5 ‰..........................64

Illustration 43 - Relation entre la composition isotopique du lithium (δ7Li en ‰) et lerapport molaire Li/Na pour les eaux du Cézallier, de la Margeride etd’Aigueperse. ...................................................................................................65

Illustration 44 - Diagramme SO4-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ............................................................67

Illustration 45 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)-Na dans les eaux thermo-minéralesde Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse............................68

Illustration 46 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)-SO4 dans les eaux thermo-minéralesde Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse............................69



Illustration 47 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)- δ18O(SO4) (‰ vs SMOW) dessulfates dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serraet al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de lafaille d’Aigueperse. Données des δ34S(SO4) - δ18O(SO4) issues de labibliographie. ................................................................................................... 71

Illustration 48 - Diagramme SO4-Ca dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 73

Illustration 49 - Diagramme δ18O(H2O) (‰ vs SMOW) de la molécule d’eau - δ18O (SO4))

(‰ vs SMOW) des sulfates dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 74

Illustration 50 - Diagramme Sr-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse............................................................. 76

Illustration 51 - Diagramme K-Rb dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans lazone de la faille d’Aigueperse. ........................................................................ 77

Illustration 52 - Diagramme K-Rb dans les eaux thermo-minérales de la Margeride(synthèse de Serra et al., 2003) et dans les eaux de surface drainant lemême batholite (Négrel, 1999)........................................................................ 78

Illustration 53 - Diagramme Rb-Sr et Rb-Mg dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. .......................................... 80

Illustration 54 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction de la salinité (en mg/l)dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al.,2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la failled’Aigueperse.................................................................................................... 81

Illustration 55 - Diagramme 87Sr/86Sr en fonction de 1/Sr dans les eaux thermo-minéralesde Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. .......................... 82

Illustration 56 - Diagramme 87Sr/86Sr en fonction de Rb/Sr dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eauxthermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse............... 83

Illustration 57 - Diagramme des concentrations en Nd en fonction de Na dans les eauxthermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et deseaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse...... 85

Illustration 58 - Diagramme 143Nd/144Nd en fonction de 1/Nd dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eauxthermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse............... 86

Illustration 59 - Températures calculées des sources du groupe Faille Aigueperse ............... 91

Illustration 60 - Températures calculées de la source Bourbon-Lancy Marquise.................... 92

Illustration 61 - Estimations des températures des fluides bordant la faille Aiguepersepar les géothermomètres. ............................................................................... 92



Illustration 62 - Réchauffement du fluide Montpensier de la température d’émergence à300 °C. .............................................................................................................94

Illustration 63 - Réchauffement du fluide de Royat - Eugénie de la températured’émergence à 300 °C. ...................................................................................95

Illustration 64 - Réchauffement du fluide Saint-Myon de la température d’émergence à300 °C. .............................................................................................................95

Illustration 65 - Réchauffement du fluide Châtel-Guyon de la température d’émergenceà 300 °C. ..........................................................................................................96

Illustration 66 - Réchauffement du fluide Gimeaux de la température d’émergence à 300°C. ....................................................................................................................97

Illustration 67 - Réchauffement de la source Marquise de Bourbon-Lancy, de latempérature d’émergence à 300 °C.................................................................98

Illustration 68 - Réchauffement du fluide Joze de la température d’émergence à 300 °C.......98

Illustration 69 - Réchauffement du fluide Vichy - Dôme de la température d’émergence à300 °C. .............................................................................................................99

Illustration 70 - Réchauffement du fluide Vichy - Forage Antoine de la températured’émergence à 300 °C. ..................................................................................100

Illustration 71 - Compositions chimiques des éléments majeurs des sources (mg/kgH2O)calculées à partir du facteur de dilution. ........................................................101

Illustration 72 - Compositions chimiques des éléments mineurs des sources (mg/kgH2O)calculées à partir du facteur de dilution. ........................................................101

Illustration 73 - Températures des différentes sources estimées par géothermomètrie.Concentrations en mg/kgH2O de SiO2 mesurées et à l’équilibre avec latempérature supposée de réservoir. Facteur de dilution. ..............................102

Illustration 74 - Températures des différentes sources estimées par géothermomètrie -Concentrations en mg/kgH2O de Al mesurées et modélisées (i.e.obtenues par itérations). ................................................................................103

Illustration 75 - Évolution des indices de saturation du fluide de Montpensier par rapportaux minéraux, en fonction de la température avec Al contrôlé par lakaolinite..........................................................................................................103

Illustration 76 - Évolution des indices de saturation du fluide de Montpensier par rapportaux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblagealbite-K-feldspath-laumontite-anhydrite-quartz-calcite à 175 °C. ..................104

Illustration 77 - Évolution des indices de saturation du fluide de Royat-Eugénie parrapport aux minéraux, en fonction de la température avec Al contrôlé parla kaolinite. .....................................................................................................105

Illustration 78 - Évolution des indices de saturation du fluide de Royat-Eugénie parrapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pourl’assemblage albite-K-feldspath-prehnite-quartz-calcite à 230 °C.................105

Illustration 79 - Évolution des indices de saturation du fluide de Saint-Myon par rapportaux minéraux, en fonction de la température avec Al contraint par lakaolinite..........................................................................................................106



Illustration 80 - Évolution des indices de saturation du fluide de Saint-Myon par rapportaux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblagealbite-K-feldspath-zoisite-wairakite-quartz-calcite à 190 °C.......................... 107

Illustration 81 - Évolution des indices de saturation du fluide de Châtel-Guyon (sourcesCarnot et Louise) par rapport aux minéraux, en fonction de latempérature avec Al contraint par la kaolinite. .............................................. 108

Illustration 82 - Évolution des indices de saturation du fluide de Châtel-Guyon (sourcesCarnot et Louise) par rapport aux minéraux, en fonction de latempérature. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-quartz-calcite à 210 °C. ............................................................................................ 108

Illustration 83 - Évolution des indices de saturation du fluide de Gimeaux par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite. . 109

Illustration 84 - Évolution des indices de saturation du fluide de Gimeaux par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblagealbite-K-feldspath-quartz-calcite à 215 °C..................................................... 110

Illustration 85 - Évolution des indices de saturation du fluide de Bourbon-Lancy parrapport aux minéraux, en fonction de la température avec Al contraint parla kaolinite...................................................................................................... 111

Illustration 86 - Évolution des indices de saturation du fluide de Bourbon-Lancy parrapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pourl’assemblage albite-K-feldspath-prehnite-clinochlore-14A-quartz-calcite à180 °C............................................................................................................ 111

Illustration 87 - Évolution des indices de saturation du fluide de Joze par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite. . 112

Illustration 88 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Dôme par rapportaux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblagemuscovite-montmorillonites-Ca-Mg-quartz-calcite à 155 °C......................... 113

Illustration 89 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Dôme par rapportaux minéraux, en fonction de la température avec Al contraint par lakaolinite. Équilibre pour l’assemblage kaolinite-quartz-calcite à 155 °C....... 114

Illustration 90 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Forage Antoinepar rapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pourl’assemblage muscovite-montmorillonites-Ca-Mg-calcédoine-quartz-calcite à 130 °C. ............................................................................................ 115

Illustration 91 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Forage Antoinepar rapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pourl’assemblage kaolinite-montmorillonites-Ca-Mg-calcédoine-quartz-calciteà 130 °C......................................................................................................... 116

Illustration 92 - Plages de températures des fluides re-échantillonnés, calculées pargéothermométrie. .......................................................................................... 116

Illustration 93 - Modélisations des températures à l’équilibre en profondeur des fluidesré-échantillonnés. Si ≈ Siprof ; Al obtenu par itérations. ................................. 118

Illustration 94 - Stratigraphie séquentielle en Limagne (d’après Genter et al., 2003 etWattinne, 2004). ............................................................................................ 120



Illustration 95 - Synthèse des différentes roches représentant les termes de stratigraphieséquentielle en Limagne................................................................................121

Illustration 96 - Description et interprétation du forage Aigueperse-101 (Dagallier, 2004).Les zones grisées correspondent aux points de prélèvements deséchantillons de roches. ..................................................................................121

Illustration 97 - Rapports 87Sr/86Sr et rapports 143Nd/144Nd des différentes types deroches de la zone de la Limagne..................................................................122

Illustration 98 - Rapports δ7Li et teneurs en Li des différentes types de roches de la zonede la Limagne. ...............................................................................................124

Illustration 99 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction des rapports 143Nd/144Nddes différents types de roches de la zone de la Limagne, des eauxthermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et deseaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ...125

Illustration 100 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Nd en fonction des δ11Bdans les différents types de roches de la zone de la Limagne, des eauxthermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et deseaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ...128

Illustration 101 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr et des rapports 143Nd/144Nd en fonctiondes δ7Li dans les différents types de roches de la zone de la Limagne,des eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003et cette étude) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone dela faille d’Aigueperse......................................................................................130

Illustration 102 - Compositions isotopiques du bore en fonction de celles du lithium dansles eaux thermo-minérales du Cézallier, de la Margeride et d’Aigueperse. ..132

Illustration 103 - Diagramme des δ34S (SO4) en fonction des δ11B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eauxthermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ............134

Illustration 104 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction des températuresprofondes données par les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eauxthermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ............135

Illustration 105 - Diagramme des δ11B en fonction des températures profondes donnéespar les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ..........................................................136

Illustration 106 - Diagramme des rapports 143Nd/144Nd en fonction des températuresprofondes données par les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eauxthermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. ............137

Illustration 107 - Diagramme des δ7Li en fonction des températures profondes donnéespar les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse. ..........................................................138

Illustration 108 - Tableau de synthèse des dix sources les plus investiguées.........................154



1. Introduction


d’inventaire de la ressource géothermale au travers de la convention de recherchen° 05 02 037 signée le 29 octobre 2002. Ce projet, qualifié COPGEN ou COmpilationdu Potentiel Géothermique National, s’est focalisé sur la zone des plaines desLimagnes, qui correspond géologiquement à une série de bassins tertiaires situés surla bordure nord du Massif central (ill. 1).

Illustration 1 - Massif central : les ensembles géologiques (d’après Autran et Peterlongo, 1980).

La revue bibliographique des études (publications scientifiques et rapports) sur leseaux thermales du Massif central, ainsi que l’estimation des températures profondesde ces eaux, a fait l’objet de la tâche Compil du projet COPGEN (Serra et al., 2003).Cette revue avait pour principal objectif de rassembler les nombreuses donnéesgéochimiques des sources thermales afin d’établir un état des lieux des connaissanceset de proposer des éléments de réflexion sur les sites les plus favorables à laprospection géothermique. Les données chimiques et isotopiques, existantes dans larégion des Limagnes, ont été répertoriées au sein de quatorze bases de données, qui

D



ont été établies en fonction de la répartition géographique des points d'eau comme surl’illustration 2 (Serra et al., 2003). Au total, 961 analyses ont été recensées sur la zoned'étude, celles-ci correspondent à 285 points d'eau répertoriés.

Clermont-ferrand

Thiers

Moulin

Gannat

Riom

Bourbon LancyBourbon l’Archambault

Néris les Bains

Chateauneuf les Bains Vichy

Chatel Guyon

RoyatSte Marguerite

Mont Dore

Chaudes Aigues

Cézallier

Margeride

Faille Aigueperse

Vals les Bains

Illustration 2 - Carte des sources thermales sélectionnées dans la synthèsede Serra et al. (2003).



Il ressort de la tâche Compil du projet COPGEN (Genter et al., 2003) que lesprincipaux réservoirs intéressants pour les objectifs géothermiques sont, a priori, situésdans des formations détritiques arkosiques situées en profondeur, en bordure debassin, en relation avec les failles (faille d'Aigueperse en particulier) qui affectent lesocle cristallin et permettent les remontées d'eaux chaudes.

Dans la seconde phase du projet, les analyses géochimiques (éléments majeurs,traces, isotopes) qui ont pour but de cibler la source des fluides, l’identification desroches réservoirs, la température maximale atteinte dans les réservoirs profonds et lestemps de résidence ont été réalisées sur les zones d’émergences des eaux thermo-minérales situées le long de la faille d’Aigueperse (ill. 3). Les eaux thermo-minéraleséchantillonnées et analysées dans cette étude sont représentées plus en détail surl’illustration 4 et comprennent Royat, Châtel-Guyon, Joze, Saint-Myon et Gimeaux,Montpensier, Vichy et Bourbon-Lancy.

Illustration 3 - Localisation des bassins tertiaires du Massif central.

Les données acquises dans cette partie du projet COPGEN mettent en avant leséléments majeurs, traces et un panel large d’analyses isotopiques « classiques »comme les isotopes stables de l’oxygène et de l’hydrogène, les isotopes du strontium,du soufre et des systématiques moins « classiques » comme les isotopes du bore, dunéodyme et du lithium.



L'utilisation conjointe de plusieurs systématiques isotopiques dans l'étude des eauxthermo-minérales doit permettre de circonscrire les hypothèses portant sur la naturedes processus d'interaction roche-eau impliqués et de mieux contraindre les termesextrêmes (pôles purs) dans des phénomènes de mélange.

La géothermométrie, qui permet d’estimer une température de fluide en profondeur àpartir d’analyses chimiques de surface, a été mise en avant et les résultats, interprétésen premier lieu en tant que tels, seront couplés avec les systématiques isotopiques enterme d’investigation croisée des réservoirs géothermaux potentiels.



2. Cadre géologique et structural

La synthèse géologique ci-après est extraite de Genter et al. (2003). La Limagned’Allier est un fossé d’effondrement ou graben, compartimenté par des failles (ill. 3),orienté NS à NNE entre le plateau des Dômes à l’ouest et les monts de la Madeleine etdu Forez à l’est. La zone d’étude, qui a une superficie d’environ 22 600 km2, estdécoupée par un réseau important de failles orientées NS, NNE, et NE-SW (ill. 4). Ausud de Clermont-Ferrand, de nombreux reliefs volcaniques correspondent à des pointsde sorties volcaniques. Il s'agit d’édifices ponctuels, essentiellement post-rift et post-remplissage sédimentaire.

Dans le bassin tertiaire affleurent des formations dont l’âge varie de l’Oligocène auPliocène, ainsi que des formations sédimentaires du Pléistocène. Des pointementsvolcaniques d’âge Oligocène terminal et Miocène moyen, localisés plus au sud,recoupent ces séries sédimentaires. Les horsts, qui bordent le bassin, sont constituésd’une part d’entités métamorphiques, magmatiques, volcano-sédimentaires etsédimentaires faisant partie du socle varisque (hercynien) du Massif central, et d’autrepart, d’édifices volcaniques d’âge tertiaire à quaternaire, comprenant notamment lesappareils de la chaîne des Puys, située au sein du plateau des Dômes. Le soclevarisque constitue en outre le soubassement de la Limagne. La coupe géologiqueperpendiculaire au bassin (ill. 5) précise la succession des terrains de la Limagned’Allier, au niveau de Clermont-Ferrand. Les terrains arkosiques, réservoirs géother-miques potentiels, sont situés en fond de bassin.

Plus au sud, plusieurs petits bassins tertiaires ou bassins margeridiens (Saint-Flour, LeMalzieu, Neussargues) s’individualisent entre, d’une part, le volcan du Cantal et,d’autre part, le massif granitique de la Margeride. La bordure orientale du Cantal vientbuter sur un demi-graben oligocène qui s'étend de Neussargues (Cantal) au Malzieu(Lozère), limité par des accidents de direction NW-SE. Ces fossés margeridiens sesubdivisent en trois sous-bassins, séparés par des seuils, dont le plus important estcelui de Saint-Flour. Les dépôts sont aujourd'hui partiellement masqués par descoulées basaltiques postérieures, mais la succession stratigraphique exposée variepeu d'un bassin à l'autre.

Les bassins tertiaires du Massif central appartiennent au rift ouest-européen initié àl’Éocène et mis en place à l‘Oligocène durant la phase d’extension qui affecte laplateforme ouest-européenne en avant de la chaîne alpine. Les fossés de Limagnes,principalement localisés au nord du Massif central, se caractérisent par une évolutiontypique d’un rift passif et montrent (i) une orientation subméridienne, une subsidenceforte avec une sédimentation importante (> 3 000 m) ; (ii) une sédimentation activeentre l’Éocène supérieur et l’Oligocène, réalisée au niveau de la mer comme entémoignent les incursions marines répétées ; (iii) un amincissement crustal important,jusqu’à 25 % dans le fossé de Limagne d’Allier ; (iv) un volcanisme dispersé et localisé àl’ouest, qui ne débute qu’à la fin de la phase de sédimentation pour s’amplifier auMiocène inférieur.



Vichy-Antoine

Vichy-Dôme

Montpensier

St Myon-DeSaix

Gimeaux-Fontete

…………………..Chatel Guyon-Carnot

Chatel Guyon-Louise

Joze-Ours

Royat-Eugenie

Illustration 4 - Positionnement des eaux thermo-minérales étudiées dans cette étudesur un fond de carte de l’anomalie de Bouguer.



Illustration 5 - Coupe géologique W-E simplifiée de la Limagne d’Allier,d’après la carte géologique au 1/50 000 de Clermont-Ferrand.

F : failles normales ; 1 : grès arkosiques ; 2 et 3 : marnes ; 4 : calcaires ; 5 : basaltes.



3. Les sources et forages d’eaux minérales

Un total de dix échantillons a été prélevé le long de la zone d’étude. Les eaux thermo-minérales de Joze, Saint-Myon et Gimeaux ont été obtenues par prélèvements sur dessources ou émergences naturelles. Celles de Montpensier, Royat (Eugénie), Châtel-Guyon (Carnot et Louise), Vichy (Dôme et Antoine), Bourbon-Lancy (Marquise) ont étéobtenues par prélèvements sur des forages. Certaines des eaux thermo-minéralessont froides en surface (Joze et Saint-Myon), les autres sont chaudes et varient entempérature entre 25 (Gimeaux) et 73 °C (Vichy- Antoine).

3.1. JOZE

La source Joze émerge en bordure de l’Allier (photo) et est busée avec un écoulementlibre (ill. 6). Le débit estimé le jour du prélèvement était de 1,4 l/mn avec un importantdégagement gazeux. La position (x = 676,15 ; y = 2094,85 en Lambert 2 Étendu ;z = + 295) est donnée sur un extrait de la carte géologique à 1/50 000 de Thiers (694,ill. 7).

Ce groupe de sources est positionné sur un faisceau de failles limitant le horst deCournon à l’est et la fosse de Clermont à l’ouest. L’émergence se situe dans lesalluvions de l’Allier, à partir d’un réseau de fracturation qui affecte les séries tertiairesdont l’épaisseur est ici d’environ 1 000 m.

Illustration 6 - Photos de la source Joze, en vue générale et en vue détaillée de l’émergencepar le refoulement de la buse.



Illustration 7 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Thiers (694).

3.2. MONTPENSIER

L’échantillon de Montpensier est issu d’un forage situé sur l’ancienne usine de la« Carboxyle » et qui est actuellement utilisé par une société d’horticulture. La positionde l’ouvrage (x = 667,8 ; y = 2115,9 en L2E ; z = 390 m) est donnée sur un extrait de lacarte géologique à 1/50 000 d’Aigueperse (669, ill. 8).

Le forage a rencontré le socle après avoir traversé une très faible épaisseur (44 m) deformations tertiaires. La série sédimentaire et le socle sont intensément fracturés et ontsubi une forte altération hydrothermale. Le site est positionné à proximité de faillessecondaires, probablement collatérales de la faille majeure d’Aigueperse dont le rejetest voisin de 1 000 m.



Illustration 8 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 d’Aigueperse (669).

3.3. ROYAT

Trois sources d’eaux minérales sont situées sur la commune de Royat (César, Grottesrouges et Eugénie). La source Eugénie, qui a été échantillonnée, est captée par unouvrage de 27 m de profondeur (Bertin et al., 2003) et donne un débit artésien de30 m3/h hors pompage (ill. 9). Le positionnement (x = 655,98 ; y = 2085.48 en L2E ;z = 470 m) est donné sur un extrait de la carte géologique à 1/50 000 de Clermont-Ferrand (693) (ill. 10).

Le site est localisé à proximité de la grande faille bordière de Limagne et le foragetraverse les séries gréso-sableuses du Stampien, ici à fort pendage vers l’est etsouvent hydrothermalisées (silicification).

Environ 10 m en aval de la source Eugénie, un forage a été implanté en 1992 dont lescaractéristiques sont décrites dans Bertin et al. (2003). Cet ouvrage, de 98 m deprofondeur, montre une coupe géologique simplifiée faisant apparaître entre 14 et19 m des blocs de basaltes et d’arkose, entre 19 et 92 m des séries d’arkoses plus oumoins argileuses et un granite porphyroïde entre 92 et 98 m.



Illustration 9 - Photo de la tête de puits de la source Eugénie.

Illustration 10 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Clermont-Ferrand (693).



3.4. SAINT-MYON

La source de Saint-Myon est captée dans le sous sol d’une habitation par un systèmeancien de tuyau et robinet (ill. 11). À l’intérieur du sous sol, existent d’anciennesinstallations avec pompes très détériorées. Le captage, certainement non entretenu, nelaisse qu’un très faible débit à l’eau thermo-minérale. La position (x = 662,01 ;y = 2110,4 en L2E ; z = 355) est donnée sur un extrait de la carte géologique au1/50 000 d’Aigueperse (669) (ill. 12). Saint-Myon est située sur un complexe de faillesen bordure du bassin. L’émergence se situe dans des alluvions anciennes recouvrantles séries tertiaires marneuses. Le socle affleure à proximité dans la vallée et lesformations sablo-argileuses qui le couvrent sont présentes à faible profondeur sous lesite.

Illustration 11 - Photos de la source de Saint-Myon.



Illustration 12 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 d’Aigueperse (669).

3.5. CHÂTEL-GUYON

Huit sources jaillissent à Châtel-Guyon, au cœur du parc thermal, et deux d’entre ellesont été échantillonnées : Louise (ill. 13) et Carnot. Les deux échantillons d’eau thermo-minérale ont été prélevés sur des forages. La coupe du forage Carnot (ill. 14) met enévidence les séries géologiques, il s’agit globalement de granites.

La coupe de l’ouvrage captant la source Louise (ill. 15) illustre les 25 m permettant decapter la source sans indication de la lithologie. La position (x = 656,0 ; y = 2102,3 ;z = 480) est donnée sur un extrait de la carte géologique à 1/50 000 d’Aigueperse(669) (ill. 16). La zone thermale se positionne sur un horst de socle à pendage nord,supportant des séries sablo-argileuses bariolées rapportées à la base de la sérieoligocène. Ce horst bordé de failles s’inscrit sur la bordure du panneau nord surélevéde la faille majeure d‘Aigueperse. Il est également dépendant de la grande faillebordière de Clermont.



Illustration 13 - Photos de la buvette du parc thermal de Châtel-Guyonet de la tête de puits de la source Louise.



Illustration 14 - Coupe du forage Carnot.



Illustration 15 - Coupe de l’ouvrage de la source Louise.



Illustration 16 - Extrait de la carte géologique à 1/50 000 d’Aigueperse (669).

3.6. GIMEAUX

La source, qui émerge à Gimeaux (ou source du Puits du Ceix), est utilisée à des finsd'incrustation sur moulage en utilisant la propriété des eaux à précipiter du carbonatede calcium CaCO3. La position (x = 658,5 ; y = 2105,8 en L2E ; z = 380 m) est donnéesur un extrait de la carte géologique à 1/50 000 d’Aigueperse (669) (ill. 16).

Le site se situe sur la terminaison est d’un horst granitique bordé de failles. Ce horstsouligne le caractère très accidenté de cette bordure de bassin, ici dépendante desaccidents majeurs de Clermont et d’Aigueperse (cf. ill. 3).

L’émergence naturelle, située dans un abri (ill. 17 et 18) permet d’apprécier le fortdégagement gazeux de CO2.



Illustration 17 - Photos de l’émergence naturelle de la source Gimeaux, située dans un abri.

Illustration 18 - Photo du descriptif de la source de Gimeaux (également dénomméePuits du Ceix) faisant partie d’un espace protégé.



3.7. VICHY

De très nombreuses sources, froides ou chaudes émergent sur le site de Vichy. Lesdeux eaux thermo-minérales échantillonnées proviennent de la source Dôme et duforage Antoine. La source Dôme est située à 3 km de Vichy sur la commune d'Abrest,elle a été découverte en 1898 par un forage de 159 m de profondeur (ill. 19). Elle a faitl’objet de travaux conservatoires en 1930, après que son débit ait fortement diminué :25 l/mn en 1899 contre 4,8 l/mn en mars 1929, elle est actuellement captée à uneprofondeur de 160 m et présente en surface de très forts dégagements gazeux de CO2(ill. 19).

Originellement employée pour les bains dans l’établissement de Vichy, puis en boisson(buvette), elle est actuellement utilisée pour la préparation des boues employées dansles établissements thermaux. Le débit d’exploitation maximal autorisé est fixé à12,0 l/mn. Le débit mensuel moyen pour l’année 2003 (deux mesures) s’élève à14,8 l/mn. La position (x = 683,75 ; y = 2122,6 en L2E ; z = 265 m) est donnée sur unextrait de la carte géologique au 1/50 000 de Vichy (646, ill. 20). L’ensemble des eauxthermales de Vichy-Cussey provient de forages réalisés dans les formations tertiaires.Les niveaux productifs sont situés au sommet des formations sablo-argileusesoligocènes sous les marnes du Chattien.

Le second échantillon provient du forage Antoine dont l’illustration 21 donne la coupetechnique et géologique. L’ouvrage de 450 m de profondeur est crépiné entre 200 et440 m et capte les venues d’eau des grès et sables, sables et grès arkosiques et desarkoses avec un débit artésien de 18 m3/h en tête d’ouvrage avec une température de75 °C.

Illustration 19 - Photos en vue générale de la source Dôme et vue détailléedes dégagements gazeux sur le sommet de la vasque.



Illustration 20 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Vichy (646).

Illustration 21 - Coupe technique et géologique du forage Antoine.



3.8. BOURBON-LANCY - MARQUISE

Les sources d’eaux thermo-minérales de Bourbon-Lancy ont été recaptées par foragesdans les années 1960. Les forages s’échelonnent de 34 à 57 m de profondeur.L’échantillon d’eau thermo-minérale a été prélevé sur le forage Marquise (profondeurde 34 m). La position (x = 709,7 ; y = 2180,3 en L2E ; z = 250 m) est donnée sur unextrait de la carte géologique au 1/50 000 de Dompierre-sur-Besbre (569) et Bourbon-Lancy (576, ill. 22). Le forage est situé en limite du socle paléozoïque (Carbonifère àfilon de microgranite) et des formations sédimentaires marno-sableuses de l’Oligocènesupérieur à proximité d’une faille.

Illustration 22 - Extrait de la carte géologique au 1/50 000 de Dompierre-sur-Besbre (569)et Bourbon-Lancy (576).



4. Méthodologies utilisées etoutils géochimiques

4.1. LES ÉLÉMENTS CHIMIQUES

La géochimie de l’environnement est l’étude des éléments chimiques qui composent lesubstratum rocheux et les sols à la surface de la Terre : leur abondance et leurdistribution, les divers processus naturels (physiques, chimiques et biologiques) quiinfluent sur leur forme chimique et leur mobilité, ainsi que leur origine, qu’elle soitnaturelle ou anthropique.

4.2. LES ISOTOPES

4.2.1. Les isotopes stables de la molécule d’eau

Les isotopes stables de l'eau : le rapport des isotopes de l'oxygène et de l’hydrogèneest exprimé en unité delta de déviation par rapport à un standard de référence. Onutilise la notation δ exprimée en parts pour mille selon δ = [(Réchantillon / Rétalon) - 1] x1 000 où R est le rapport isotopique, isotope lourd sur isotope léger (e.g. 18O/16O). Lestandard de référence est le SMOW (Standard Mean Ocean Water), pris à 0 ‰, qui estune eau de mer moyenne.

En l'absence d'évaporation ou d'échange avec des gaz dissous, les isotopes stablesde la molécule d'eau se comportent comme des traceurs conservatifs et reflètent lemélange des différentes recharges ayant alimenté les eaux souterraines considérées.L'histoire hydroclimatique d'un aquifère peut donc être reconstituée par l'abondancedes isotopes stables lourds de l'oxygène (18O) et de l'hydrogène (2H) dont lessignatures correspondent à des environnements et des épisodes hydroclimatiquesspécifiques, ou des altitudes de recharge différentes. Sous certaines conditions (faiblerapport eau/roche, temps de résidence long, température élevée du réservoir, échangeavec CO2, évaporation…), les interactions roche - eau peuvent modifier la compositionisotopique initiale de l'eau.

4.2.2. Les isotopes du bore

Le bore est un élément en traces possédant deux isotopes stables 10B et 11Bextrêmement solubles dans les fluides aqueux. De même que pour les isotopes stablesde la molécule d’eau, on utilise la notation δ exprimée en parts pour mille selon δ11B =[{(11B/10B)sample/(11B/10B)standard} - 1] . 103. Le standard de référence est le NBS951. Lagrande différence relative de masse entre ses isotopes stables, ainsi que la forteréactivité géochimique de cet élément entraînent un fractionnement isotopique natureldu bore de l’ordre de 90 unités delta. Les valeurs de δ11B les plus basses (- 30 ‰)



correspondent aux évaporites non-marines, tandis que le réservoir le plus enrichi en11B est représenté par les saumures des lacs salés d’Australie et par la Mer Morte enIsraël (δ11B jusqu’à + 59 ‰). Le réservoir océanique présente une valeur de δ11Bmondialement constante de l’ordre de + 39,5 ‰. Le bore présente ainsi un fortpotentiel de signature isotopique en terme de mélange ou de processus spécifiques.

4.2.3. Les isotopes du lithium

Le lithium est un élément léger qui possède deux isotopes stables de masse 6 et 7,dont les abondances naturelles sont respectivement 7,5 et 92,5 %.La compositionisotopique du lithium d’un échantillon se note en déviation relative (en ‰) par rapport àun standard. Depuis peu, la communauté scientifique a adopté une notation communeen exprimant le rapport isotopique 7Li/6Li de la manière suivante :

( ) ( )( )

367

677 101

//

‰ ×

−=

std

ech

LiLiLiLi

Liδ

Le standard de référence est un carbonate de lithium (L-SVEC, NIST RM8545) dont lavaleur du δ7Li est de 0 ‰ par définition (7Li/6Li = 12,02 ± 0,03 ; Flesch et al., 1973).

La différence de masse relative entre les deux isotopes est considérable (17 %) etengendre des fractionnements isotopiques importants lors des réactions géochimiquesqui se produisent à la surface de la Terre. La gamme de variation isotopique du lithiumest de plus de 60 ‰ dans les différents matériaux géologiques. Les roches silicatéesde la croûte ont une composition isotopique comprise entre - 2 et + 2 ‰, l’eau de mer~ + 31 ‰, les eaux de rivières ont des compositions intermédiaires entre + 6 et + 23 ‰et les eaux thermo-minérales ont des compositions isotopiques qui varient entre - 10 et+ 20 ‰.

Les isotopes du lithium sont considérés à juste titre comme un outil géochimiquefaisant partie de la famille « des nouveaux traceurs isotopiques ». Le comportementdes isotopes du lithium lors des interactions eau/roche à basse et haute températureest très mal connu à l’heure actuelle. Le lithium est un élément lithophile, fortementsoluble et se trouve par conséquent enrichi considérablement dans les fluides ayantinteragi avec les roches. Les concentrations en lithium des eaux ne sont contrôléesque par les processus d’interactions eux-mêmes (intensité d’interaction, température etassemblage minéralogique). Et les réactions d’oxydo-réduction, de complexationorganique ou de spéciation, n’ont aucun effet de contrôle vis-à-vis des concentrationsde lithium dans les eaux.

Quoiqu’il en soit, l’amplitude du fractionnement isotopique et les facteurs de contrôlerestent très mal contraints. Toutefois, les premières données isotopiques en lithiumdans des contextes d’altération montrent que le fractionnement isotopique associé auxintéractions eau/roche favorise la mise en solution de l’isotope lourd (7Li). L’isotopeléger (6Li) est quant à lui préférentiellement retenu dans les minéraux secondairesd’altération.



4.2.4. Les isotopes du soufre et de l’oxygène des sulfates

Le soufre possède 4 isotopes stables, 32S, 33S, 34S et 36S d’abondances respectives95 %, 0,76 %, 4,22 % et 0,014 %. Le soufre est impliqué dans plusieurs processusbiogéochimiques et par ses divers degrés d’oxydation (- 2 à + 6), il est présent sousdifférentes formes (sulfates, sulfures...). L’étude des rapports isotopiques (34S/32S) et(18O/16O) dans les sulfates dissous permet d’avoir une information sur l’origine de laminéralisation et les processus impliqués comme l’oxydation de sulfures, la réductionbactérienne des sulfates (Pearson et Rightmire, 1980 ; Krouse, 1980).

De même que pour les isotopes stables de la molécule d’eau, on utilise la notation δexprimée en parts pour mille selon δ (‰) = [(Réchantillon / Rétalon) - 1] x 1 000 où R est lerapport isotopique, isotope lourd sur isotope léger (e.g. 34S/32S ; 18O/16O) des sulfates.Le standard de référence est le SMOW (Standard Mean Ocean Water) pour le rapport18O/16O et le CDT (Cañon Diablo Troïlite) pour le rapport 34S/32S.

Dans les océans, le soufre existe essentiellement sous forme de sulfates, et lesrapports isotopiques (34S/32S) et (18O/16O) sont constants, pour une période géologiquedonnée, du fait d’un état de régime permanent entre les apports (eaux continentales,dissolution du SO2 de l’air) et les pertes (précipitation d’évaporite, réduction dessulfates et précipitation des sulfures…). Actuellement, la signature des océans est δ34S(SO4) = +20 ‰ vs CDT et δ18O (SO4) = + 9,45 ‰ vs SMOW (Longinelli, 1989). Lesteneurs isotopiques en sulfates de l’atmosphère sont en principe les mêmes que cellesdes océans mais les émissions volcaniques et industrielles, ainsi qu’une activitébactérienne à la surface des océans, entraînent un appauvrissement en isotopeslourds.

La dissolution des minéraux sulfatés n’amène aucun fractionnement isotopique,maisleur précipitation entraîne un appauvrissement en isotopes lourds du sulfate restant ensolution, qui se traduit par une droite de pente 0,5 sur le diagramme δ34S versus δ18O(Krouse, 1980). La réduction de sulfates en sulfures conduit à l’enrichissement enisotopes lourds du sulfate résiduel (Krouse, 1980), avec un enrichissement quatre foisplus fort pour le soufre que pour l’oxygène, ce qui se traduit par une droite de penteégale à 4 dans le diagramme δ34S (SO4) versus δ18O (SO4). Quant à l’oxydation dessulfures en sulfates, elle entraîne un léger appauvrissement en soufre-34 si elle se faitpar voie biologique. Pour l’oxygène-18, la signature dépend de la part d’oxygène del’eau et d’oxygène de l’atmosphère, et du fractionnement qui accompagnel’incorporation de l’oxygène atmosphérique.

4.2.5. Les isotopes du strontium

Le rapport isotopique du strontium (87Sr/86Sr) d'un fluide est directement relié à celui duminéral ou à des associations minéralogiques avec lesquelles le fluide a interagi. Leseffets de fractionnements isotopiques liés à la différence de masse ne sont pasdétectables pour des éléments dont la masse est proche de 80.



De plus, les effets de variations du rapport 87Sr/86Sr liés à la décroissance radioactivedu nucléïde père (87Rb) en nucléide fils (87Sr) ne sont pas significatifs, compte tenu dela courte échelle de temps à laquelle ces processus sont étudiés en géochimieenvironnementale par rapport à la période de décroissance du rubidium.

Dans le cadre de l'étude des circulations de fluides, la nature a directement marquéceux-ci. Dans une roche silicatée (granite...), les différents minéraux présentent desrapports chimiques Rb/Sr et donc des rapports isotopiques 87Sr/86Sr différents enliaison avec leur formation. Lors des phénomènes d'interaction eau-roche, le rapport87Sr/86Sr de la fraction de strontium libéré sera différent de la roche totale et typique duou des minéraux altérés et ceci en liaison avec la « résistance » des minéraux vis-à-visde l'agressivité du fluide.

Globalement, le strontium solubilisé dans la roche et transporté vers l'extérieur dusystème formé par la roche est beaucoup moins radiogénique (c'est-à-dire de rapport87Sr/86Sr plus faible) que le strontium dans la roche non altérée ; d'autre part, lestrontium des argiles résiduelles est beaucoup plus élevé. Les variations isotopiquesobservées dans les fluides peuvent être issues du mélange de strontium decompositions isotopiques différentes provenant de différentes sources. Ainsi, dans lecas simple où deux sources de rapport isotopique ou chimique différents sontprésentes, la composition du mélange peut être déterminée.

Les variations du rapport isotopique du strontium dans un hydrosystème donnent ainsides informations sur : (1) l'origine et les proportions de mélange des différentscomposants fluides, ainsi que sur (2) la nature et l'intensité des processus d'interactionroche - eau liés notamment à l'altération et à l'érosion.

4.2.6. Les isotopes du néodyme

Le néodyme possède sept isotopes stables (142, 143, 145, 146, 148, 150), parmilesquels l’isotope de masse 143 résulte pour une part de la désintégration radioactivede l'isotope 147Sm (samarium). La mesure du rapport isotopique 143Nd/144Nd estsouvent utilisée en géochimie à la fois dans le domaine marin (traçage des massesd'eaux) ainsi que dans le domaine continental (datation des roches ignées). Toutcomme le strontium, l'utilisation des isotopes du néodyme dans les traçages d'autresprocessus (interaction eau-roche par exemple) se développe de plus en plus (Négrel etal., 2000).

Le rapport isotopique 143Nd/144Nd est exprimé sous forme « epsilon » {εNd(0)} quireprésente la déviation exprimée en part par 10 000 (unités ε) du rapport 143Nd/144Ndd’un réservoir chondritique avec une valeur actuelle CHUR de 0,512636 (De Paolo andWasserburg, 1976).

Les isotopes du néodyme sont modifiés en fonction des différentes sources denéodyme dans le système. Les différents minéraux des roches silicatées répondentdifféremment aux processus d’érosion et d’altération et donc il est possible que lescompositions isotopiques du Nd ne reflètent pas complètement celles des rochestotales.



Dans leur étude des isotopes du Nd dans de grands fleuves mondiaux, Goldstein etJacobsen (1987) ont montré de faibles différences entre le rapport isotopique εNd(0)des fractions dissoutes et particulaires dans un même cours d’eau.

Dans les rivières drainant les roches silicatées (ignées et métamorphiques), ladissolution préférentielle de minéraux tels que les plagioclases, pyroxènes,amphiboles, et grenats peut être plus importante que pour les autres minéraux porteursde Terres Rares et être responsable de l’écart observé sur l’εNd(0). En dépit de cettepossible divergence, quoique relativement faible, la composition isotopique du Nd estun très bon indicateur du type de roches mères soumises à l’érosion et à l’altération, etdont on retrouve la trace dans les fluides d’intéraction.



5. Résultats

5.1. LES PARAMÈTRES PHYSIQUES DES EAUX

Sur l’ensemble des échantillons considérés, les températures des eaux sont trèsvariables depuis les eaux froides de Joze et Saint-Myon (12 et 13,5 °C) jusqu’aux eauxchaudes de Vichy avec des températures de 62 °C pour Dôme et 73 °C pour Antoine(ill. 23).

Date Source ou ouvrage T °C Conductivité(µS/cm) pH Eh mV

(240/216)04/06/2003 Montpensier 41,8 5 400 6,89 14204/06/2003 Royat - Eugénie 34,2 5 790 6,46 - 1704/06/2003 Saint-Myon 12,1 3 400 6,14 5405/06/2003 Châtel-Guyon - Carnot 36 8 730 6,41 - 2905/06/2003 Châtel-Guyon - Louise 34,5 8 450 6,36 - 303/06/2003 Gimeaux 25,3 4 050 6,15 1412/06/2003 Bourbon-Lancy - Marquise 56,5 3 000 6,58 -04/06/2003 Joze 13,5 5 130 6,27 - 15105/06/2003 Vichy - Dôme 62,2 7 400 7,03 - 10405/06/2003 Vichy - Forage Antoine 72,6 5 740 7,05 - 103

Illustration 23 - Date de prélèvement, nom des sources, température à l’émergence,conductivité, pH et Eh.

L’illustration 24 présente les températures en fonction de la salinité des eaux thermo-minérales. Ce dernier paramètre est calculé à partir de la composition chimique dechacune des eaux.

La gamme des salinités varie entre 1 725 mg/l à Bourbon-Lancy - Marquise et 6 971 à7 023 mg/l dans les eaux de Vichy-Dôme et Châtel-Guyon - Carnot. Ces salinités sonten plein accord avec la synthèse de Serra et al. (2003). Il n’y a aucune relation directeentre la température de l’eau et sa salinité. Ainsi, les deux salinités extrêmes deBourbon-Lancy - Marquise et Vichy - Dôme correspondent à des températures proches(56,5 et 62,2 °C).

Les pH des eaux thermo-minérales varient entre 6,15-6,17 (Saint-Myon - Gimeaux) et7,03-7,05 (Vichy – Dôme et forage Antoine). Reportés dans un diagramme en fonctionde la salinité des eaux (ill. 25), les pH les plus élevés correspondent aux eaux thermo-minérales de Vichy et Montpensier avec des salinités élevées (> 5 500 mg/l). Lessalinités les plus fortes de Châtel-Guyon - Carnot et Châtel-Guyon - Louise correspon-dent à des pH assez bas (6,41 et 6,36).



1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000Salinité (mg/l)

10

20

30

40

50

60

70

15

25

35

45

55

65

75

Tem

péra

ture

(ém

erge

nce,

°C

)

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon

Chatel Guyon - Carnot

Chatel Guyon - Louise

Gimeaux

Vichy - Dôme

Vichy - Forage Antoine

Bourbon Lancy - Marquise

Illustration 24 - Diagramme température en fonction de la salinité dans les eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.

1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000Salinité (mg/l)

6.20

6.40

6.60

6.80

7.00

6.10

6.30

6.50

6.70

6.90

7.10

pH (é

mer

genc

e, u

nité

pH

)

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - DômeVichy - Forage Antoine


Illustration 25 - Diagramme pH en fonction de la salinité dans les eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.



5.2. CARACTÉRISTIQUES CHIMIQUES DES EAUX

5.2.1. La balance ionique

Les sommes des cations (Σ+) et des anions (Σ-) analysés ont été calculées en µeq/l etpermettent de calculer la balance ionique selon la formule :

100*

∑+∑∑−∑= −+

−+

BI

La balance ionique (différence entre les charges positives et négatives) permet devérifier si les analyses chimiques sont correctes, puisqu’une eau est électriquementneutre ; une balance ionique < 0 traduit un excès d’anions, et une balance ionique > 0traduit un excès de cations. En règle générale, on considère que la balance ionique estexcellente entre - 1 et + 1 % et qu’elle est acceptable entre - 5 et + 5 %, c’est cettevaleur de ± 5 % qui sera retenue. La balance ionique sert à contrôler la qualité desanalyses en éléments majeurs uniquement. La plupart des échantillons présentent unebalance ionique dans un intervalle variant entre - 3 et - 5 % et sont donc interprétables.

5.2.2. Classification des eaux dans un diagramme de Piper

Les caractéristiques générales des eaux peuvent être représentées dans undiagramme de Piper (Serra et al., 2003). Ce diagramme permet une représentation desanions et des cations sur deux triangles spécifiques dont les côtés témoignent desteneurs relatives en chacun des ions majeurs par rapport au total de ces ions (cationspour le triangle de gauche, anions pour le triangle de droite). À ces deux triangles, estassocié un losange sur lequel est reportée l'intersection des deux lignes issues despoints identifiés sur chaque triangle. Ce point intersection représente l'analyse globalede l'échantillon, sa position relative permet de préciser le faciès de l'eau minéraleconcernée : sommet du losange = faciès sulfaté/chloruré, calcique/magnésien ; basedu losange = faciès bicarbonaté, sodique ; pointe droite du losange = faciès sulfaté/chloruré, sodique ; pointe gauche du losange = faciès bicarbonaté, calcique/magnésien.

La plupart des sources illustrées dans le diagramme de Piper (ill. 26) présentent unfaciès bicarbonaté-sodique : Vichy Dôme, Antoine, Montpensier, Saint-Myon, Joze etRoyat Eugénie.

Le second faciès, chloruré-sulfaté-calcique, est représenté par les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon.

Le faciès chloruré-sodique est représenté par les eaux de Bourbon-Lancy. L’eau deGimeaux se situe proche de la limite des faciès bicarbonaté-calcique et bicarbonaté-sodique, vers le côté bicarbonaté-calcique. Le positionnement de l’ensemble de ceseaux thermo-minérales est en accord avec la synthèse présentée par Serra et al.(2003).



On notera que les eaux thermo-minérales présentent une très forte dispersion desproportions de chlorure : 10 à 80 % des anions. De même, les proportions de sodiumsont comprises entre 40 et 100 % des cations. Pour Châtel-Guyon, Na représente40 % des cations, complété à part égale par Ca et Mg.

20

40

0

60

80

100

020

40

60

80

20

60

80

100

20

60

80

0

20

40

60

80

100

0

20

40

60

80

100

Cl +

SO4+

NO3

CO3+

HCO

3

Na + K

Ca + Mg

SO4

Cl + NO3

Mg

Ca

0 20 40 60 80 100

JozeMontpensier

Royat - Eugénie

St MyonChatel Guyon - CarnotChatel Guyon - Louise

GimeauxVichy - DômeVichy - Forage Antoine Bourbon Lancy - Marquise

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon

Chatel Guyon - CarnotChatel Guyon - Louise

Gimeaux


Bourbon Lancy - Marquise020406080100

Joze

Montpensier

Royat - EugénieSt Myon


Gimeaux

Vichy - DômeVichy - Forage AntoineBourbon Lancy - Marquise

SO4-Ca

HCO3-Ca

HCO3-Na

Cl-Na

Illustration 26 - Diagramme de Piper des eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse.

5.2.3. Les relations entre éléments chimiques

Le chlorure et le brome sont parmi les éléments chimiques les plus conservatifs enphase aqueuse. Ils ne sont pas contrôlés par la précipitation de phases solidessecondaires tant que la saturation avec la halite n’est pas atteinte. Si Cl et Br ont uneorigine unique dans un système eau-roche, le rapport Cl/Br doit rester constant. Il estgénéralement acquis que le rapport molaire Cl/Br est très variable : ce rapport est del’ordre de 200 à 400 dans les eaux salées en Scandinavie et au Canada, des valeursplus élevées suggèrent une origine sédimentaire de la salinité des eaux (Beaucaire etal., 1999).



Hormis les eaux de Vichy avec un rapport Cl/Br de 1 290-1 360, l’ensemble des eauxthermo-minérales ont des rapports molaires Cl/Br compris entre 400 (Châtel-Guyon -Louise) et 600 (Saint-Myon). Reportés dans un diagramme Cl en fonction de Br (ill.27), il apparaît relativement peu de données dans les eaux thermo-minérales du Massifcentral (Serra et al., 2003), les mesures de brome étaient peu nombreuses. Hormis ladroite de l’eau de mer (Cl/Br molaire de 650), trois droites de rapport Cl/Br derespectivement 450, 1 200 et 2 200 sont représentées.

Comme indiqué précédemment, la majorité des eaux thermo-minérales étudiées sepositionnent sur la droite de rapport Cl/Br = 450, exception faite des eaux thermo-minérales de Bourbon-Lancy, clairement enrichies en Br. Pour ces dernières, la validitédes données en Br n’est pas certaine. Les eaux thermo-minérales de Saint-Myon etMontpensier ont les teneurs en Cl et Br les plus basses tandis que celles de Châtel-Guyon ont les teneurs les plus élevées. Les eaux de Vichy se situent sur la droiteCl/Br = 1 200, suggérant ainsi une origine sédimentaire potentielle de la salinité(Beaucaire et al., 1999).

0 20 40 60 80 100 120 140 160Br (µmol/l)

0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

70000

80000

90000

Cl (

µmol

/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseBourbon Lancy

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Cl/Br = 450

Cl/B

r = 1

200

Cl/B

r = 2

200

Droite de l'e

au de mer C

l/Br =

650

Illustration 27 - Diagramme Cl-Br dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.



Un autre fait remarquable concerne le décalage par rapport à la droite de l’eau de mer,qui peut servir de référence, des eaux de Châtel-Guyon et Royat entre les valeurshistoriques (synthétisées par Serra et al., 2003) et les dernières obtenues. Un teldécalage soit vers la droite, soit vers la gauche de la droite de l’eau de mer est du faitde la teneur en Br, clairement plus élevée dans cette dernière étude que dans lesprécédentes. Les valeurs de Cl et Br, très bien corrélées (R2 = 0,98), avec un rapportCl/Br de l’ordre de 450 semblable à celui des eaux en milieu de socle, plaident enfaveur de ces dernières analyses.

La relation entre Cl et Na est représentée dans l’illustration 28 et permet de comparerun élément très peu réactif comme le chlorure avec un autre beaucoup plus réactifdans le sens développé par Michard et al. (1987, e.g. dépendant des interactions eau-roche). Pour chaque groupe régional de points d'eau, on observe des relationslinéaires entre le chlorure et le sodium. La plupart des eaux se situent sous la droite dedilution de l'eau de mer, c'est-à-dire qu'elles présentent un excès de Na. Seules leseaux de Châtel-Guyon (ainsi que quelques échantillons de Chateauneuf-les-Bains) sesituent au dessus de la droite de l'eau de mer et présentent donc un excès en Cl.

0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

20000

40000

60000

80000

100000

Cl (

µmol

/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichy

Aigueperse

Bourbon LancyJoze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


GimeauxVichy - Dôme



Marguerite

Illustration 28 - Diagramme Cl-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.



Les eaux thermo-minérales dernièrement échantillonnées se positionnent en accordavec la synthèse de Serra et al. (2003). Les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon(Carnot et Louise) se positionnent au dessus de la droite de l’eau de mer traduisant unenrichissement en Cl par rapport à Na.

Elles se situent à l’extrémité de la relation liant les eaux de cette zone avec lesconcentrations en Cl et Na les plus fortes. Royat (Eugénie) se situe également sur larelation liant Royat, Sainte-Marguerite et le Mont Dore, sans toutefois montrer lesconcentrations les plus fortes. Saint-Myon, Montpensier et les eaux de Vichy se situentsur une même relation montrant de très fortes concentrations en Na avec un Cl assezpeu élevé.

Pour Vichy, l’étude de Michard et al. (1976) a montré de très faibles variations desconcentrations en Cl et Na dans le groupe des eaux thermo-minérales choisies. Lavariation en chlorure observée dans l’illustration 28 est liée au processus de dilutioncompte tenu de la diversité des eaux synthétisées dans la base de données (Serra etal., 2003). L’effet de dilution se marque aussi sur Na.

Saint-Myon est assez proche d’une des relations démontrées dans les eaux duCézallier (Michard et al., 1987). Joze se situe, quant à elle, sur l’autre relationdémontrée dans le Cézallier (Michard et al., 1987). Gimeaux se rapproche de la droitede l’eau de mer avec un léger enrichissement en Na et Bourbon-Lancy (Marquise) estsituée sur cette dernière droite.

La relation entre HCO3 et Na est représentée dans l’illustration 29 avec la droited’identité entre les concentrations en Na et HCO3. Le pouvoir tampon important de ceseaux avec des concentrations très importantes en HCO3 est balancé par le cationmajoritaire Na comme déjà montré par Michard et al. (1987).

Seules les eaux de la zone du Mont Dore montrent un décalage en faveur du sodium,contrebalancé par les chlorures. On voit clairement sur le diagramme HCO3 en fonctionde Cl (ill. 30) l’importance des concentrations en HCO3 dans les eaux thermo-minérales de Saint Myon, Joze, Montpensier et Vichy, l’importance croissante duchlorure au détriment de HCO3 dans les eaux thermo-minérales de Royat, Gimeaux etChâtel-Guyon. Bourbon-Lancy est très pauvre en HCO3 et relativement peu concentréeen chlorure.



0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

40000

80000

120000

HC

O3 (

µmol

/l)Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseBourbon LancyHCO3 = Na

Joze

Montpensier

Royat - EugénieSt MyonChatel Guyon - CarnotChatel Guyon - Louise

Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 29 - Diagramme HCO3-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

0 20000 40000 60000 80000Cl (µmol/l)

0

40000

80000

120000

HC

O3 (

µmol

/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyBourbon LancyAigueperse

Joze

Montpensier

Royat - EugénieSt Myon Chatel Guyon - CarnotChatel Guyon - Louise

Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 30 - Diagramme HCO3-Cl dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse deSerra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.



Dans les eaux thermo-minérales, les éléments Ca et Mg sont beaucoup plus réactifs etpeuvent être fortement mis en solution sans que la température ne soit obligatoirementélevée (Michard et al., 1987). Les illustrations 31 et 32 montrent les relations entre Ca -Na, et Mg - Na. Na est un paramètre intéressant de par sa forte solubilité et l’absencede contrôle (Michard et Beaucaire, 1993). Cet élément sera par la suite utilisé commeréférence.

La figure illustrant les variations de Ca en fonction de Na (ill. 31) montre une grandedispersion des points. Ils se répartissent globalement selon trois couples deconcentrations Ca-Na très différents :

- faibles concentrations en Ca et Na : ceci concerne une grande partie des secteursgéographiques Cézallier, Chaudes Aigues, Vichy et Margeride synthétisés par Serraet al. (2003) ;

- fortes concentrations en Ca et relativement faibles Na : ceci concerneprincipalement les eaux de la zone de Châtel-Guyon, quelques eaux de Royat et deChateauneuf-les-Bains ;

- fortes concentrations en Na et relativement faibles Ca : ceci concerne les eaux deVichy, Mont Dore, Vals-les-Bains.

0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

4000

8000

12000

16000

20000

Ca

(µm

ol/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyBourbon LancyAigueperseJoze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



Illustration 31 - Diagramme Ca-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.



Les eaux thermo-minérales de la zone de la faille d’Aigueperse, récemment mesurées,se positionnent dans ce classement. Les eaux de Vichy et de Montpensier montrent defortes concentrations en Na et de faibles concentrations en Ca. Les eaux de Châtel-Guyon et, à moindre titre de Joze, montrent des fortes concentrations en Ca et plusfaibles en Na. Les eaux de Royat, Saint-Myon et Gimeaux se situent en positionintermédiaire. Les eaux de Bourbon-Lancy ont de faibles concentrations en Ca et Na.

Un schéma en tout point identique peut être construit pour la relation Mg-Na (ill. 32).

Dans le cas de Vichy, l’augmentation de la concentration en Ca de certaines des eauxthermo-minérales est expliquée par Michard et al. (1976) et Criaud et Fouillac (1986)par une interaction entre les eaux et les roches marno-calcaires stampiennes del’aquifère superficiel. La dissolution de CaCO3 au sein de cet aquifère expliquel’augmentation des concentrations en Ca et Mg à un degré moindre (cetteaugmentation n’est cependant pas clairement visible sur l’illustration 32 de par l’échelleutilisée pour Mg).

0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

5000

10000

15000

20000

25000

Mg

(µm

ol/l)


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Gimeaux


Marguerite

Illustration 32 - Diagramme Mg-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Des représentations de Ca et Mg, en fonction de Cl (non illustrées ici), montrent desrelations similaires et mettent en évidence la zone de Châtel-Guyon avec de fortesteneurs en Mg, Ca et Cl.



5.3. LES TRACAGES ISOTOPIQUES

5.3.1. Les isotopes de la molécule de l’eau : δ18O et δ2H

Les isotopes stables de la molécule d'eau sont représentés sur l’illustration 33 avec ladroite mondiale des eaux météoriques (δ2H = 8 δ18O + 10 ; Craig, 1961) et la droitelocale (δ2H = 8 δ18O + 13,1 ; Fouillac et al., 1991). L'eau de pluie moyenne du Massifcentral est donnée avec un δ18O = -9 ‰ et un δ2H = - 62 ‰ (Petelet-Giraud et al.,2003), soit positionnée pratiquement sur la droite mondiale.

-12 -11 -10 -9 -8 -7 -6δ18O ‰ SMOW

-65

-60

-55

-50

δ2 H ‰

SM

OW


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



δ2H

= 8

δ18 O

+ 1

0δ2

H =

8 δ1

8 O +

13.

1

Illustration 33 - Diagramme δ18O-δ2H dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Les données synthétisées par Serra et al. (2003) se répartissent dans trois domaines :

- celui constitué par des points présantant les δ18O les moins négatifs, ces eaux sepositionnent à droite de la droite mondiale des eaux météoriques : c’est le cas deseaux thermo-minérales de Bourbon-Lancy et Bourbon-l’Archambault, de certaineseaux de Royat, Châtel-Guyon et du Cézallier ;



- celui situé entre les droites mondiale et locale des eaux météoriques : c’est le casdes eaux thermo-minérales de la Margeride et de Sainte-Marguerite, de certaineseaux de Chateauneuf-les-Bains, du Cézallier, de la faille d’Aigueperse, de Royat, deChaudes-Aigues, du Mont Dore ;

- celui constitué des points avec les δ18O les plus négatifs, c’est-à-dire que les pointsreprésentatifs des eaux se situent à gauche des droites météoriques mondiale etlocale. C’est le cas des eaux thermo-minérales de Vichy, de certaines eaux deChateauneuf-les-Bains, du Cézallier, de Royat, de Chaudes-Aigues, du Mont Dore.

Illustration 34 - Processus d’échanges isotopiques susceptibles d’affecter la signatureisotopique des eaux (Clark et Fritz, 1997).

Les eaux thermo-minérales de la zone de la faille d’Aigueperse récemment mesuréesse positionnent dans les trois domaines définis précédemment. Les points représen-tatifs des eaux de Bourbon-Lancy se situent à droite de la droite mondiale avec commehypothèse principale pour expliquer ce décalage un échange isotopique de typegéothermal (ill. 34), comme observé à Coren-les-Eaux (Bertier et al., 1982). Les pointsreprésentatifs des eaux de Gimeaux, Royat, Saint-Myon, Vichy Dôme et Antoine etJoze se situent entre les droites mondiale et locale des eaux météoriques. Les pointsreprésentatifs des eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon et Montpensier se situent àgauche des droites mondiale et locale des eaux météoriques.

Ce décalage vers des δ18O plus négatifs est à relier avec un échange à bassetempérature avec le CO2 (ill. 34) comme montré sur les eaux thermo-minérales de ceszones par Baubron et al. (1979) et Batard et al. (1982). Plus les points représentatifsdes eaux sont décalés vers la gauche, plus on peut invoquer un échange isotopique



entre le 18O de l'eau et celui du CO2 à basse température (Bertier et al., 1982). Il n’estpas possible de mettre en évidence un processus d’échange isotopique avec la rochequi provoquerait un décalage à la fois des δ18O vers des valeurs plus négatives et desδ2H vers des valeurs moins négatives (Clark et Fritz, 1997).

Pour l’échange à basse température avec le CO2, il est à noter qu’un tel effet peutéventuellement masquer un déplacement vers des δ18O moins négatifs dû à un effetgéothermique à haute température. L’effet géothermal, à droite de la droite météoriquemondiale, le plus marqué est sur les eaux de Bourbon-Lancy.

0 20000 40000 60000 80000 100000Cl (µmol/l)

-11

-10

-9

-8

-7

-6

δ18O

‰ S

MO

W


Joze

Montpensier




Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 35 - Diagramme δ18O-Cl dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Reportées dans un diagramme δ18O en fonction des concentrations en chlorure(ill. 35), seuls les points représentatifs des eaux de Bourbon-Lancy se démarquentavec des δ18O moins négatifs. L’ensemble des autres échantillons ne montre que peude variations des δ18O quelque soit l’évolution de la salinité des eaux représentée parles concentrations en chlorure. Ainsi, Saint-Myon, Gimeaux, Royat et Châtel-Guyonmontrent des δ18O très semblables, autour de - 9 ‰, pour des concentrations enchlorure variant entre moins de 10 000 jusqu’à 60 000 µmol/l. Avec une gamme desalinité très proche, Saint-Myon, Vichy, Joze et Montpensier montrent des δ18O de plusen plus négatifs.



Les δ2H et δ18O des eaux thermo-minérales prélevées récemment dans la zone de lafaille d’Aigueperse sont comparés avec les valeurs obtenues en 1978 par Baubron etal. (1979) sur les mêmes sources ou forages (ill. 36).

La comparaison des δ2H incluant les erreurs associées montre une bonne adéquationentre les analyses de 1978 et celles réalisées récemment. Seules les eaux de Saint-Myon et Gimeaux présentent des valeurs moins négatives. Ce décalage est en toutpoint similaire à celui observé pour les mêmes eaux pour les signatures en δ18O.L’ensemble des autres points se situent sur la droite 1 : 1 en identité parfaite au coursdu temps.

-66 -64 -62 -60 -58 -56 -54δ2H ‰ SMOW

1978

-66

-64

-62

-60

-58

-56

-54

δ2 H ‰

SM

OW

actu

el

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Gimeaux

-10 -9.6 -9.2 -8.8δ18O ‰ SMOW

1978

-10

-9.6

-9.2

-8.8δ18

O ‰

SM

OW

(act

uel)

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Gimeaux

1 : 1 1 : 1

Illustration 36 - Diagramme δ2H−δ2H et δ18O-δ18O dans les eaux thermo-minérales prélevéesdans la zone de la faille d’Aigueperse et des échantillons précédent des mêmes eaux thermo-

minérales.

5.3.2. Les isotopes du bore

Le bore est présent dans les roches silicatées avec des teneurs moyennes quiavoisinent 10 mg/kg et des δ11B variant entre - 5 et + 6 ‰. Toutefois en fonction del’abondance en tourmaline, minéral très riche en bore, dans les roches, des valeursplus variables du δ11B peuvent être observées (de - 20 à + 20 ‰).

Le bore est un élément mobile dans les eaux et provient principalement desprécipitations atmosphériques et de l’altération des roches. En plus de ces deuxsources, dans les aquifères et les eaux souterraines, les mélanges d’eau decaractéristiques différentes peuvent jouer un rôle important dans la systématique bore.Le bore est un élément chimique classiquement caractéristique du réservoir profonddans le cadre de l’étude des eaux minérales et thermales. Cet élément ne subit quepeu de modifications au cours de la remontée des eaux (Michard et al., 1987).

La relation entre Cl et B est représentée dans l’illustration 37 et permet de mettre enévidence un net décalage vers des concentrations en bore plus fortes par rapport à ladroite représentative de la dilution de l’eau de mer. Ceci montre l’importance desinteractions eau-roche dans le contrôle de la concentration en bore dans les eaux



thermo-minérales. Les enrichissements en bore dans les eaux salées sontgénéralement expliqués par la dissolution des minéraux des roches silicatées porteursde bore (Moldovani et al., 1993 ; Vengosh et al., 1994 ; Mossadik, 1997 ; Négrel et al.,2002).

0 400 800 1200 1600 2000B (µmol/l)

0

20000

40000

60000

80000

100000

Cl (

µmol

/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseBourbon Lancy

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



Illustration 37 - Diagramme Cl-B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse deSerra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Sur l’illustration 37, plusieurs pentes dans les relations entre Cl et B peuvent êtredifférenciées, tout particulièrement dans les eaux thermo-minérales du Cézallier(Michard et al., 1987 ; Mossadik, 1997). Ces différentes pentes ont permis à Michard etal. (1987) de différencier quatre groupes d’eaux thermo-minérales dans cette zone duCézallier. Dans le contexte plus global des données synthétisées par Serra et al.(2003), la dispersion des points ne permet pas de différencier les eaux thermo-minérales avec autant de finesse.

On peut mettre en évidence une grande tendance montrant une augmentation desconcentrations en Cl et en B, les points extrêmes concernent les eaux thermo-minérales du Mont Dore, ainsi qu’une partie des eaux de Royat et du Cézallier. Deuxautres grandes tendances se dégagent. La première montre une plus forteaugmentation des concentrations en B par rapport à celle en chlorure ; cette tendanceregroupe l’autre partie des eaux thermo-minérales du Cézallier et une partie des eauxthermo-minérales de Vichy, de Chaudes-Aigues et de la faille d’Aigueperse. La



seconde montre, à l’inverse, une plus forte augmentation des concentrations enchlorure par rapport au bore. Cette tendance inclus les eaux thermo-minérales deChâtel-Guyon, de Royat, de Bourbon-l’Archambault et le reste des eaux thermo-minérales de la faille d’Aigueperse. Cette dernière tendance se rapproche fortement dela droite de dilution de l’eau de mer.

Les eaux thermo-minérales de la zone de la faille d’Aigueperse récemment mesuréesse positionnent dans deux tendances. Châtel-Guyon, Bourbon-Lancy et Gimeaux sesituent sur la tendance montrant une forte augmentation des concentrations enchlorure par rapport aux concentrations en bore ; les autres se positionnent sur l’autretendance montrant une augmentation des concentrations en Cl et en B.

0 0.004 0.008 0.012 0.016 0.021/B (µmol/l)-1

-10

-5

0

5

10

15

δ11B

‰

CézallierMargerideSte MargueriteAigueperse

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



B

A

Illustration 38 - Diagramme δ11B-1/B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Les eaux thermo-minérales du Massif central (Mossadik, 1997, Négrel, données nonpubliées ; synthèse dans Serra et al., 2003), avec des concentrations variables enbore, tout comme celles des Pyrénées (Mossadik, 1997), sont caractérisées par descompositions isotopiques en bore très appauvries (- 10 ‰ < δ11B < 0 ‰), toutes enaccord avec la signature isotopique classique de la croûte continentale (Barth, 1993).



Ces eaux thermo-minérales du Massif central sont représentées sur l’illustration 38 oùles compositions isotopiques δ11B sont représentées en fonction de l’inverse de laconcentration en bore. Sur cette figure sont également représentées les trois droites demélange (A) définissant le système de mélange à trois composantes donné parMossadik (1997) sur les eaux thermo-minérales du Cézallier et de Sainte-Marguerite.La droite en pointillé (B) qui poursuit une des droites de Mossadik (1997) inclut leseaux thermo-minérales de Vichy, Joze et Gimeaux.

Les eaux thermo-minérales de la Margeride (Négrel, données non publiées), ainsi quecelles de Châtel-Guyon, montrent des δ11B enrichis avec des valeurs supérieures à+ 10 ‰. Des valeurs très appauvries sont observées pour les eaux thermo-minéralesde Royat et certaines du Cézallier. Elles diffèrent cependant par leurs concentrationsen bore, plus élevées à Royat. Les eaux thermo-minérales de Montpensier et Saint-Myon, avec des δ11B proches de 0, s’individualisent par leurs concentrations en boreplus faibles. Les eaux thermo-minérales de Bourbon-Lancy se situent à proximité d’unedes branches du système de mélange A.

Par rapport à l’étude initiale de Mossadik (1997), on peut apporter comme conclusionssupplémentaires :

- le système de mélange avec trois composants est amélioré. Les seules eauxrajoutées se situent sur la branche du système montrant une augmentation du δ11Bassociée avec des concentrations en bore plus faibles (ligne B, Vichy, Joze,Gimeaux et Montpensier à un degré moindre) et sur la branche montrant unediminution du δ11B et des concentrations plus faibles (Bourbon-Lancy). La ligne demélange B semble correspondre à un mélange mettant en jeu des eaux diluées etde δ11B élevés. Ce pôle de mélange peut être relié à un processus de dilution pardes eaux de surface ayant peu interagi avec les roches ou bien par des eaux depluies. Une étude en cours montre des δ11B de l’ordre de - 2 ‰ sur des rivières duMassif central et supérieurs à + 20 ‰ sur celles de la Margeride ; ces dernièresmontrent peu d’interaction avec les roches, du moins en regard de la systématiquedu bore ;

- les eaux thermo-minérales de la Margeride et de Châtel-Guyon montrent descaractéristiques particulières en regard des valeurs du δ11B. Pour la Margeride, unedilution par des eaux de surface avec des δ11B supérieurs à + 20 ‰ ne suffit pas àexpliquer les valeurs obtenues. La plus plausible des hypothèses est un apport debore limité par interaction avec le granite de Margeride qui pourrait avoir lui mêmeun δ11B assez élevé. Des valeurs si élevées du δ11B sont en règle généraleexpliquées par des origines de type saumures pour les eaux, soit par desfractionnements liés à des interactions eau-argile (Casanova et al., 2001 ;Kloppmann et al., 2001). Ces deux hypothèses ne peuvent être que difficilementargumentées. Les rapports Cl/Br (ill. 40) ne plaident pas en faveur d’une origine desaumures pour les eaux, bien que les eaux de Châtel-Guyon soient riches en Cl.L’interaction eau-argile n’est pas supportée par les teneurs en argile, notamment enMargeride (Négrel, 1999). L’illustration 39 reprend les données en bore del’Illustration 38 dans un contexte plus élargi en intégrant les données des saumuresdu Dogger du bassin de Paris réalisées par Mossadik (1997) et des eaux saléesprofondes de la Vienne réalisées par Casanova et al. (2001). Sur le premier



diagramme, les δ11B des saumures du Bassin de Paris et de la Vienne sontsupérieur à + 20 ‰ avec des concentrations en bore plus élevées dans lessaumures du bassin de Paris que dans les eaux thermo-minérales de la Margerideet de Châtel-Guyon et semblables dans les eaux salées profondes de la Vienne etles eaux thermo-minérales de la Margeride. Le second diagramme montrel’évolution des δ11B et de la teneur en chlorure. Sur ce diagramme, les eaux thermo-minérales de la Margeride s’individualisent clairement par rapport aux saumures dubassin de Paris et aux eaux salées profondes de la Vienne avec des concentrationsbeaucoup plus faibles en Cl. On peut conclure à l’absence de saumures dans ceseaux et invoquer uniquement les interactions eau-roche comme processusd’acquisition des δ11B élevés. L’étape suivante consiste à identifier les roches en jeudans les interactions eau-roche : roches de socle ou roches de bassin sédimentaire(Le Malzieu). Pour ce qui concerne les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon,elles se positionnent avec Gimeaux, proches des saumures du bassin de Paris et lasystématique du bore prise individuellement ne peut rejeter l’hypothèse saumure.L’adjonction des valeurs des rapports Cl/Br est plus en faveur de résultats del’interaction eau-roche (ill. 27).

Le dernier diagramme de la systématique du bore montre l’évolution des δ11B enfonction des rapports Cl/B (ill. 40). Dans l’ensemble des eaux thermo-minéralesconsidérées, il ne se dégage aucune tendance globale. Les rapports Cl/B, pour leseaux thermo-minérales dont le δ11B est inférieur à + 2,5 ‰, ne dépassent pas 200, ilsaugmentent pour Gimeaux et Châtel-Guyon, en relation avec l’augmentation du δ11B.Ceci est en partie expliqué par les plus fortes concentrations en Cl dans ces eaux quine sont pas suivies par une augmentation du bore. Un fait remarquable concerne lagrande différence dans les rapports Cl/B des eaux thermo-minérales de la Margeride etde Châtel-Guyon avec des δ11B proches. Ces différences confortent l’absence desaumures dans les eaux thermo-minérales de la Margeride. De même la comparaisonentre les caractéristiques des eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon et dessaumures du Basin de Paris montre de telles différences qu’une origine saumures pourles eaux de Châtel-Guyon semble improbable.

Les eaux de pluies montrent des rapports Cl/B de l’ordre de 30 à 200 sur deséchantillons de pluies mensuels (Négrel et Roy, 1998) et de l’ordre de 300 à 1 000pour un δ11B variant de 19 à 27 ‰ pour les eaux de surface de la Margeride(Casanova et al., 2004). Comparées avec les valeurs obtenues pour les eaux thermo-minérales de la Margeride, les plus faibles rapports Cl/B et δ11B s’expliquent par lesprocessus d’interaction eau - roche qui libèrent du bore (d’où la diminution du rapportCl/B) avec un δ11B bas, entre + 5 et - 5 ‰ (d’où une diminution de ce traceurisotopique). Toutefois en terme de roches sources, une influence de dépôtssédimentaires ne peut être complètement rejetée en considérant uniquement lasystématique isotopique du bore.

Il n’est pas possible à l’heure actuelle, d’expliquer complètement la systématique dubore dans les eaux thermo-minérales de la Margeride.



100 1000 10000 100000 1000000Cl (µmol/l)

-10

0

10

20

30

40

δ11B

‰


JozeMontpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Chatel Guyon - LouiseGimeaux



SaumuresBassin de Paris

SaumuresVienne

0 0.004 0.008 0.012 0.016 0.021/B (µmol/l)-1

-10

0

10

20

30

40

δ11B

‰


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Chatel Guyon - Louise Gimeaux



B

A


SaumuresVienne

Illustration 39 - Diagramme δ11B vs. 1/B et δ11B vs. Cl dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de

la faille d’Aigueperse, les eaux salines profondes de la Vienne (Casanova et al., 2001) et lessaumures du bassin de Paris (Mossadik, 1997).



0 200 400 600100 300 500

Cl/B (mol/mol)

-10

0

10

20

δ11B

‰


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux




Illustration 40 - Diagramme δ11B vs. Cl/B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003), les eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse et les saumures du bassin de Paris (Mossadik, 1997).

5.3.3. Les isotopes du lithium

Pour l’ensemble des eaux thermo-minérales, les teneurs en lithium sont très variables,comprises entre quelques dizaines de µmol/l et 2 000 µmol/l environ pour les eaux lesplus concentrées (Mont-Dore, Royat, faille d’Aigueperse).

La relation (ill. 41) entre la concentration en lithium et la concentration en sodiummontre clairement différents groupes répartis en fonction de leur rapport élémentaireLi/Na, qui correspondent aux différentes zones géographiques. Sur cette même figure,ont été ajoutées les droites isothermes qui correspondent aux températures calculéesà l’aide du géothermomètre Na-Li.



0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

500

1000

1500

2000

2500

Li (µ

mol

/l)Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyBourbon Lancy

Aigueperse

Joze

MontpensierRoyat - Eugénie

St Myon Chatel Guyon - CarnotChatel Guyon - Louise

Gimeaux


Bourbon Lancy - Marquise 130°C

150°C

200°C

250°C

Illustration 41 - Relation entre les concentrations en sodium et lithium dans les eaux thermo-minérales. Les isothermes (130 à 250 °C) sont celles calculées par le géothermomètre Na-Li.

À la lecture de cette figure, on peut noter que la température d’interaction déterminéepour ces eaux varie au maximum entre 130 et 230 °C environ. Les eaux thermo-minérales analysées dans cette étude ayant les températures les plus basses (de 130à 150 °C) sont celles de Vichy (Dôme et forage Antoine). Les eaux qui possèdent lestempératures les plus élevées (de 200 à 230 °C) sont celles de Royat-Eugénie, Joze etGimeaux.

Sur ce même diagramme, si l’on raisonne à concentration de sodium constante, laconcentration en lithium de l’eau est proportionnelle à la température d’interactioneau/roche. En d’autres termes, la teneur en lithium d’une eau thermo-minérale (plusprécisément le rapport Li/Na) est un traceur de la température d’interaction eau/roche.Dès lors, on peut s’interroger sur l’effet du processus d’interaction vis-à-vis de lacomposition isotopique en lithium de l’eau.



Existe-il un fractionnement isotopique dans cette gamme de température (130 et230 °C) et quelle est son amplitude ? Enfin, quelle est la part de la signature duréservoir (roche, assemblage minéralogique) par rapport au fractionnement isotopiquelors de cette interaction ? Quelques éléments de réponse peuvent être apportés enexaminant les illustrations 42 et 43.

0 200 400 600 800 1000 1200Li (µmol/l)

0.00

2.00

4.00

6.00

8.00

1

3

5

7

δ7 Li

CézallierMargerideAigueperse

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 42 - Relation entre la composition isotopique du lithium (δ7Li en ‰) etla concentration en Li pour les eaux du Cézallier, de la Margeride et d’Aigueperse.

L’erreur analytique sur le δ7Li est de ± 0,5 ‰.

La composition isotopique du lithium a été mesurée pour les eaux thermo-minéralesprovenant de différentes zones (Cézallier, Aigueperse et Margeride) et couvrantl’ensemble de la gamme des températures d’interaction (130 - 230 °C). Ces eaux ontdes compositions isotopiques en lithium qui varient de + 2,5 à + 6,9 ‰, respectivementpour les sources Gimeaux et Montpensier. Cette variation est très largementsignificative par rapport à la précision analytique de ces mesures isotopiques(± 0,5 ‰). D’autre part, il est intéressant de noter que la composition isotopique de ceseaux est en parfait accord avec la gamme de variation des eaux minérales reportéesdans la littérature (Coplen et al., 2002).



Tout d’abord, il n’existe pas de relation simple et directe entre la compositionisotopique et la concentration en lithium (ill. 42) pour les eaux du Cézallier,d’Aigueperse et de la Margeride. La gamme de variation isotopique (environ cinqunités delta) est couverte aussi bien à basse, à moyenne qu’à haute teneur en lithium.

Lorsque l’on s’intéresse à la variation de la composition isotopique en lithium (δ7Li) enfonction du rapport molaire Li/Na (ill. 43), on peut noter qu’il existe une tendance pourles eaux du Cézallier et de la Margeride. Il semble que plus le rapport Li/Na soitimportant, plus la composition isotopique en lithium soit basse. Toutefois, cette relationn’est pas vérifiée pour les eaux d’Aigueperse, sans que l’on puisse l’expliquer à cestade.

Cette relation entre δ7Li et Li/Na pour les eaux du Cézallier et de la Margeride pourraitêtre le résultat d’un fractionnement isotopique lors de l’interaction eau/roche. Pourmémoire (c.f. § 4.2.3.) le fractionnement isotopique associé à une interaction eau/rochefavorise la mise en solution de l’isotope lourd (7Li) par rapport à l’isotope léger (6Li)D’autre part le rapport Li/Na est un traceur de la température d’interaction.

0 0.01 0.02 0.03 0.04Li/Na

0.00

2.00

4.00

6.00

8.00

1

3

5

7

δ7 Li


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 43 - Relation entre la composition isotopique du lithium (δ7Li en ‰) et le rapportmolaire Li/Na pour les eaux du Cézallier, de la Margeride et d’Aigueperse.



À ce stade, une interprétation plus poussée ne pourrait être que très spéculative. Eneffet, pour préciser le comportement des isotopes du lithium lors de l’interactioneau/roche dans ce contexte, il faut avant tout caractériser la signature isotopique duréservoir. Ce n’est qu’ensuite, à partir de cette signature de la roche et/ou desassemblages minéralogiques, que le fractionnement isotopique peut être discuté à lafois en terme d’intensité mais également en terme de contrôle, notamment vis-à-vis dela température. A partir de la signature isotopique du lithium des eaux, il faut doncidentifier la composante « source » (réservoir) de la composante « processus »(interaction).

On peut toutefois conclure que : (a) la composition en lithium de l’ensemble des eauxthermo-minérales résulte d’une interaction eau/roche dont la température est compriseentre 130° et 230 °C ; (b) les eaux du Cézallier, d’Aigueperse et de la Margeride ontdes compositions isotopiques en lithium qui varient de + 2,5 à + 6,9 ‰ ; (c) cettevariation de composition isotopique du lithium des eaux thermo-minérales ne peuts’expliquer sans connaître la signature des réservoirs rocheux.

Dans le chapitre 7, l’approche multi-isotopique (incluant celle du lithium) permettrad’identifier les formations rocheuses en jeu dans les interactions eau-roche etd’apporter quelques éléments de réponse.

5.3.4. Les isotopes du soufre et de l’oxygène des sulfates :δ34S (SO4) et δ18O (SO4)

Le comportement du sulfate est classiquement plus difficile à préciser dans les eauxthermo-minérales. Sur la figure Na en fonction de SO4 (ill. 44), les points des eauxsynthétisées par Serra et al. (2003) sont très dispersés et illustrent plus chacune desrégions géographiques considérées que de grandes tendances. Ainsi, les eauxthermo-minérales de Châtel-Guyon, avec des concentrations intermédiaires en Na,montrent des fortes concentrations en SO4 (jusqu’à 4 000 µmol/l). Avec desconcentrations similaires en Na, les eaux du Cézallier montrent des concentrations enSO4 très variables et réparties en deux groupes (faibles et fortes concentrations enSO4) pouvant être expliquées par des ajouts secondaires de sulfate (Michard et al.,1987).

Les eaux de Vichy, les plus riches en Na montrent des valeurs intermédiaires en SO4(ill. 44). À nouveau, les eaux thermo-minérales de la zone de la faille d’Aigueperserécemment mesurées se positionnent dans ce classement. Le point de Montpensier sepositionne à proximité de celui de Châtel-Guyon ; les eaux thermo-minérales de Saint-Myon et Gimeaux sont proches de celles du groupe du Cézallier qui montrent les plusfortes concentrations en SO4. Les eaux de Bourbon-Lancy, Royat, Joze et Vichydémontrent un alignement linéaire vers de fortes concentrations en Na et croissantesen SO4. Aucune des eaux thermo-minérales de la zone de la faille d’Aigueperserécemment mesurées ne se positionne dans la partie des basses concentrations enSO4 qui regroupe une partie des eaux du Cézallier, de Vals-les-Bains, de la Margerideet de Chaudes-Aigues.



0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

2000

4000

6000

SO4 (

µmol

/l)Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseBourbon Lancy

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 44 - Diagramme SO4-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèsede Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Les valeurs de la signature isotopique du soufre-34 des sulfates dissous δ34S (SO4) (‰vs. CDT) peuvent être regroupées en trois groupes :

- les eaux thermo-minérales dont le δ34S (SO4) est inférieur à 10 ‰ :· Joze (δ34S (SO4) = 5,2 ‰),· Saint-Myon (δ34S (SO4) = 9,5 ‰) ;

- les eaux thermo-minérales dont le δ34S est compris entre 10 et 15 ‰ :· Gimeaux (δ34S (SO4) = 10,3 ‰),· Royat– Eugénie (δ34S (SO4) = 12,5 ‰),· Montpensier (δ34S (SO4) = 14,1 ‰),· et Châtel-Guyon – Carnot et Louise (δ34S (SO4) de 11 et 10,8 ‰, respectivement) ;



- les eaux thermo-minérales dont le δ34S(SO4) est supérieur à 20 ‰ :· Bourbon-Lancy – Marquise (δ34S (SO4) = 20.9 ‰),· Vichy - Forage Antoine (δ34S (SO4) = 21.6 ‰,· et Dôme (δ34S (SO4) = 22.2 ‰).

Sur la figure δ34S (SO4) en fonction des concentrations en Na (ill. 45), les points deseaux de la synthèse de Serra et al. (2003) sont très dispersés, comme l’indiquel’utilisation de l’échelle logarithmique en Na.

1000 10000 10000020005000

2000050000

200000500

Na (µmole/l)

0

10

20

30

40

δ34S (

SO4) ‰

CézallierChatel GuyonLimagne WMargerideMont Dore

Joze

MontpensierRoyat - Eugénie

St Myon

Chatel Guyon - CarnotChatel Guyon - LouiseGimeaux



Illustration 45 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)-Na dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone

de la faille d’Aigueperse.

La signature isotopique du soufre-34 des sulfates dissous la plus élevée est observéesur les eaux thermo-minérales de la Margeride ; la plus basse est observée pour lasource Joze. Il faut noter l’absence de corrélation entre la signature δ34S (SO4) et lasalinité des eaux, représentée par la teneur en Na.

Ne sont pas indiqués sur ce diagramme les δ34S (SO4) mesurés à Royat (Eugénie) parDesgranges et al. (1978), car aucune concentration en Na n’avait été déterminée. Les



δ34S (SO4) mesurés sur la source Eugénie à Royat variaient entre + 11,1 et + 12,3 ‰(± 0,2) sur des échantillons analysés entre 1974 et 1977, tout à fait en accord avec lesvaleurs obtenues dans cette étude.

0 1000 2000 3000500 1500 2500 3500

SO4 (µmole/l)

0

10

20

30

40

δ34S (

SO4) ‰


Joze

Montpensier





Illustration 46 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)-SO4 dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone


La figure δ34S(SO4) en fonction de la concentration en SO4 (ill. 46) fait apparaître troisgrands groupes de points pour les eaux thermo-minérales du Massif central. Pour legroupe 1, le δ34S(SO4) est compris entre + 5 et + 15 ‰ avec des concentrations ensulfates très variables (proches de 0 jusqu’à 3500 µmol/l). Ce groupe comprend leseaux thermo-minérales de Royat, Gimeaux, Saint-Myon, Montpensier et Châtel-Guyonainsi que la plupart des eaux thermo-minérales considérées dans la synthèse de Serraet al. (2003). Le δ34S (SO4) du groupe 2 se situe autour de + 20 ‰ avec desconcentrations en SO4 également variables entre 500 et 2 000 µmol/l et comprend leseaux de Vichy (Dôme et Antoine) et Bourbon-Lancy. Le groupe 3 correspond aux eauxde la Margeride très enrichies en 34S (δ34S(SO4) de + 25 à + 40 ‰) et qui montrent enmême temps des concentrations en sulfates très basses (< 250 µmol/l).



Reportées dans un diagramme δ34S (SO4) et δ18O (SO4) (ill. 47), le même groupementdes données peut être observé. Le groupe 1 avec des δ18O (SO4) de + 3 à + 14 ‰comprend la majorité des eaux considérées dans la synthèse de Serra et al. (2003) etdans cette étude. Ce groupe montre une composition isotopique comparable à celledes eaux relativement peu sulfatées du socle hercynien suisse (Pearson et al., 1991)et à celle des barytines présentes dans les fractures rencontrées par les foragessuisses (gneiss avec granites hercyniens et syénites).

Dans le cas de l’étude du socle hercynien suisse, des eaux avec des δ18O(SO4)supérieurs à + 7 ‰ ont en général des teneurs en sulfates plus élevées que 600 mg/let ont été interprétées comme des mélanges avec des sulfates d’origine sédimentaire.Seules les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon et Gimeaux se situent dans ledomaine des sulfates évaporitiques (ill. 47). La sous-saturation de ces eaux, vis-à-visdu gypse et de l'anhydrite, permet d'envisager la dissolution de ces minéraux,dissolution uniquement supportée dans les eaux à fortes concentrations en SO4.

Les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon et Montpensier présentent de fortesteneurs en SO4 et la valeur du δ34S(SO4) n’est pas incompatible avec celle desévaporites permo-triasiques, mais également avec des dépôts évaporitiques plusjeunes de type gypse tel que observés dans le Bassin aquitain avec des valeurs pources échantillons de gypse de 12,72 ‰ pour le δ34S(SO4) et de 14,87 ‰ pour leδ18O(SO4) (André et al., 2002). Il faut noter le manque de données disponibles sur lesdépôts salifères de la Limagne.

Le deuxième groupe avec les eaux thermo-minérales de Vichy et Bourbon-Lancymontre une composition isotopique très particulière, enrichie en 34S, le δ34S(SO4) sesituant dans le domaine des évaporites, mais avec un δ18O(SO4) plus bas quel’ensemble des autres eaux du Massif central, proche de 0 ‰.

Les eaux du groupe 3, qui comprend les eaux de la Margeride, se situent sur unedroite de pente 4, caractéristique d’une réduction partielle des sulfates en H2S et HS-,ce qui est compatible avec les très faibles teneurs en sulfates observées pour cegroupe. Certaines eaux du Cézallier se situent dans la même tendance d’enrichis-sement conjoint en 34S et 18O, ainsi que les eaux minérales des Pyrénées (Krimissa,1995), non illustrées sur ce schéma.

Les processus susceptibles d’expliquer les tendances observées sont : (a) l’oxydationdes sulfures d’origine magmatique ou hydrothermale ; (b) la réduction de sulfates ; (c)mélanges de sulfates issus de l’oxydation de sulfures avec des sulfates d’originesédimentaires ; (d) échanges isotopiques à l’équilibre entre SO4 et H2O.

Lors de l’oxydation des sulfures d’origine magmatique ou hydrothermale, ce processusfractionne peu les isotopes du soufre, le δ34S(SO4) des sulfates reflète donc celui dessulfures d’origine. Ces valeurs de δ34S(SO4) se situent autour de 0 ‰ (± 10 ‰). Pourles sulfures du socle cristallin suisse (Pearson et al., 1991), les δ34S (SO4) sont assezvariables entre - 2,91 et + 15,29 ‰.



-2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18δ18O(SO4)

‰ SMOW

-10

0

10

20

30

40

50δ34

S (SO

4) ‰


Joze

Montpensier






KeuperMalm

Röt

Buntsandstein (inf.)

Rotliegend

socle cristallin Suisse (eaux <0.6 g/l SO4)

Barite "jeune" Socle cristallin Suisse

Barite "ancien" Socle cristallin Suisse

oxydationPyrite

réductionsulfate

Gypse

S

ulfa

tes

évap

oriti

ques

Océan actuel

Illustration 47 - Diagramme δ34S(SO4) (‰ vs CDT)- δ18O(SO4) (‰ vs SMOW) des sulfates dansles eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-

minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse. Données des δ34S(SO4) - δ18O(SO4)issues de la bibliographie.

Le δ18O(SO4) des sulfates issus de l’oxydation de sulfures solides dépend de lacontribution relative de l’oxygène de l’atmosphère (O2 dissous, δ18O = + 23,5 ‰) etcelui de la molécule d’eau (la composition isotopique de cette dernière peut varierconsidérablement selon l’altitude et la continentalité). Plusieurs chemins de réactionssont possibles pour l’oxydation des sulfures (Taylor et al., 1984), qui font intervenir lesdeux espèces d’oxygène à des proportions variables :

FeS2 + 14Fe3+ + 8 H2O = 15 Fe2+ + 2SO42- + 16 H+ (réaction 1),

FeS2 +7/2 O2 + H2O = Fe2+ + 2SO42- + 2 H+ (réaction 2).



Suivant l’approche de Van Everdingen et Krouse (1985), on peut calculer lacomposition isotopique du SO4 néoformé selon :

δ18OSO4 = R1 (δ18OH2O + εSO4-H2O) (1-R1) [0,875 (δ18OO2 + εSO4-O2) + 0,125 (δ18OH2O+εSO4-H2O)

où δ18OSO4 : δ18O des sulfates ; R1 : fraction de l’oxygène fourni par la réaction 1 ;δ18OH2O : δ18O de l’eau ; εSO4-H2O : facteur d’enrichissement entre sulfates et eau ; εSO4-

O2 : facteur d’enrichissement entre sulfates et oxygène dissous ; δ18OO2 : δ18O del’atmosphère.

L’illustration 47 montre que la composition isotopique de l’oxygène de la plupart dessulfates des eaux thermo-minérales du Massif central peut s’expliquer par uneoxydation de sulfures avec une contribution variable de l’oxygène de l’air et de l’eau. Àfin de comparaison, des eaux d’exhaure de mine de Bretagne (Loperec, Négrel etPauwels, 2004) ont été reportées dans le diagramme δ34S (SO4) en fonction de δ18O(SO4). Les basses valeurs du δ34S(SO4) suggèrent une altération par oxydation deminéraux sulfurés (pyrite, arsénopyrite, réalgar) provenant du milieu granitique(Krouse, 1980) Les δ34S(SO4) nettement inférieurs à ceux des eaux du Massif centrallaissent supposer une oxydation de sulfures à δ34S(SO4) négatif mais également desδ18O(SO4) bas, signe d’une prépondérance de l’eau (mais probablement aussi desnitrates) comme source d’oxygène.

La réduction de sulfates est le deuxième processus susceptible d’expliquer lestendances observées. Ainsi, les eaux thermo-minérales de la Margeride sont plusenrichies en 18O ce qui ne peut s’expliquer par l’oxydation des sulfures et nécessite deprendre en compte d’autres processus comme une réduction de sulfates. Pour laMargeride, la droite définie par les eaux part du centre de gravité du groupe 1 et suitune pente d’environ 4, typique pour une réduction partielle de SO4 en H2S et HS-

(Mizutami et Rafter, 1969). Il s’agit d’un processus qu’on peut décrire par unedistillation de Rayleigh avec une réduction préférentielle de 32SO4 (Clark et Fritz, 1997).

Un mélange de sulfates issus de l’oxydation de sulfures avec des sulfates d’originesédimentaire est le troisième processus susceptible d’expliquer les tendancesobservées. La dissolution des minéraux sulfatés (gypse, anhydrite) se produit sansfractionnement isotopique entre les sulfates solides et aqueux. Ce processus peutexpliquer la composition isotopique des eaux thermo-minérales les plus riches ensulfates à savoir Châtel-Guyon (Carnot et Louise) et Gimeaux. Une certainecontribution d’une composante sédimentaire ne peut pas être exclue pour les autreseaux moins enrichies en 18O. Compte tenu du δ34S(SO4) proche de + 10 ‰, lesévaporites mises en jeu et dissoutes sont dans la gamme des évaporites d’âge permo-triasique d’après la compilation de données sur les sulfates évaporitiques en Europe(Pearson et al., 1991). Cependant, il faut noter que des minéraux de type gypseobservés dans les dépôts Tertiaires du bassin Aquitain montrent des δ34S(SO4) etδ18O(SO4) pleinement compatibles avec les données observées (André et al., 2002).



0 4000 8000 12000 16000 20000Ca (µmol/l)

0

2000

4000

6000SO

4 (µm

ol/l) Bourbon l'Archambault

Chateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseBourbon Lancydroite 1 : 1

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



GimeauxVichy - Dôme



Illustration 48 - Diagramme SO4-Ca dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse deSerra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Cependant, la dissolution de dépôts salifères de type gypse ne peut être la seulehypothèse car, dans ce cas, les points devraient s’aligner le long d’une droite de pente1 dans un diagramme Ca en fonction de SO4 (ill. 48). Or les eaux thermo-minérales deChâtel-Guyon démontrent un fort enrichissement en Ca et le rôle plus complet dedépôts sédimentaires (incluant carbonates et dépôts salifères) doit être mis en avantdans le contrôle de la chimie des eaux thermo-minérales pour Ca et SO4. Le mêmeenrichissement observé pour Mg est également en faveur d’un processus d’interactionavec des roches de type sédimentaire (dolomite).

Les échanges isotopiques à l’équilibre entre SO4 et H2O sont le dernier processussusceptible d’expliquer les tendances observées. Les échanges isotopiques entre lamolécule d’eau et les sulfates à basse température et à pH neutre sont très lents(Mizutami et Rafter, 1969 ; Pearson and Rightmire, 1980). Les hautes températures deréservoir calculées sur la base des géothermomètres chimiques pour la plupart deseaux thermo-minérales du Massif central (Serra et al., 2003 ; cette étude), ainsi que lepH bas de certains sources (notamment au Mont Dore), pourraient faire évoluer leδ18O(SO4) vers des valeurs plus positives. On pourrait soupçonner cet effet pour l’eauthermo-minérale de la Sulfureuse (Mont Dore) qui montre les δ18O(SO4) les plus élevés(+ 13 ‰) du groupe 2 sans enrichissement en 34S correspondant.

La position particulière du groupe 2 (Vichy, Bourbon-Lancy), avec un appauvrissementen 18O et un enrichissement en δ34S (SO4) par rapport aux autres groupes, pourrait êtreexpliquée par plusieurs hypothèses :



- oxydation de sulfures solides par un oxygène dominé par l’eau. Le δ18O(SO4)observé est compatible avec cette hypothèse si l’on considère une contribution del’eau par rapport à l’O2 dissous d’environ 70 % pour Vichy et d’environ 90 % pourBourbon-Lancy (ill. 49). Les δ34S(SO4) les plus élevés pour des sulfures dans lesocle cristallin suisse ont été mesurés à + 15,29 ‰ ce qui est de 5 ‰ inférieur àceux mesurés pour le groupe 2 ;

-12 -10 -8 -6 -4δ18O(H2O) ‰ SMOW

-8

-4

0

4

8

12

16

δ18O

(SO

4) ‰ S

MO

W


JozeMontpensierRoyat - Eugénie

St Myon





Contribution H2O: 12.5 %

Contribution H2O: 56 %

Contribution H2O: 100 %

delta18O atmosphere (‰ SMOW) 23.5ε (SO4-H2O) 4.1ε (SO4-O2) -11.2

Illustration 49 - Diagramme δ18O(H2O) (‰ vs SMOW) de la molécule d’eau - δ18O (SO4)) (‰ vsSMOW) des sulfates dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al.,

2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.

- oxydation de sulfures solides et réductions partielles successives. Cette hypothèseimplique un δ18O initial avant réduction nettement négatif, car la réductionentraînerait un enrichissement aussi bien en 34S qu’en 18O. Ceci est possible pourVichy (δ18OH2O d’environ - 10 ‰) mais peu probable pour Bourbon-Lancy. Cette eauest une des rares, où l’échange isotopique à haute température avec la matriceentraîne un enrichissement visible en 18OH2O, non compensé par des échanges avecle CO2. En conséquence, le δ18OH2O de Bourbon-Lancy est le plus élevé des eauxétudiées (- 7 ‰). Même une contribution à 100 % de l’eau à l’oxydation des sulfures



ne mènera pas à un δ18OSO4 inférieur à - 2 ‰. En outre, ce mécanisme devraitentraîner une diminution des concentrations en sulfates et une corrélation linéaireentre δ34S (SO4) et δ18O (SO4) ce qui n’est pas observé ;

- dissolution de sulfates évaporitiques (avec un δ34S(SO4) d’environ + 20 ‰) etréduction bactérienne en système quasi-fermé en HS- et réoxydation successivelors de la remontée des eaux vers la surface. Ces processus entraîneraient desvariations négligeables du δ34S(SO4) et feraient varier le δ18O sur une droitehorizontale dans le diagramme δ34S(SO4) en fonction de δ18O(SO4). Ces processusont été évoqués pour expliquer des variations du δ18O(SO4) dans des sourcesthermales du socle canadien (Van Everdingen et al., 1982 ; Grasby et al., 2000).L’oxygène de la réoxydation des espèces réduites du soufre provient dans ce cas à60 - 100 % de la molécule d’eau (Lloyd, 1967 ; van Stempvoort et Krouse, 1994) cequi est parfaitement compatible avec la position des eaux du groupe 2 dans lediagramme δ18O (SO4) en fonction de δ18OH2O (ill. 49). Cette hypothèse est retenuecomme la plus probable notamment dans le cadre des eaux thermo-minérales deVichy où une épaisse couverture sédimentaire pourrait entraîner des apports deminéralisation ainsi qu’une fermeture du système.

5.3.5. Les isotopes du strontium

Le couple Rb-Sr se caractérise par un comportement géochimique très contrasté entrele rubidium (élément alcalin proche du potassium) et le strontium (élément alcalino-terreux proche du calcium). Rb et Sr sont présents en tant qu'éléments traces (teneur< 0,5 %) dans les différents types de roches. Ainsi, le rubidium est présent en quantitéévoluant entre le µg g-1 (roches ultrabasiques) et la centaine de µg.g-1 (roches de lafamille des granites) ; le strontium est toujours présent avec des quantités supérieuresà la centaine de µg g-1.

Le rubidium se localise préférentiellement dans les minéraux potassiques (biotites,muscovites, feldspaths potassiques) tandis que le strontium se situe préférentiellementdans les minéraux calciques tels que les plagioclases et les carbonates.

De par le comportement opposé de ces deux éléments, de grandes variations durapport Rb/Sr se produisent au cours des processus de réaction entre fluides etminéraux. Dans les processus d'altération, le strontium a un comportement plussoluble que le rubidium vis-à-vis de la solution lixiviante. Par conséquent, le rapportRb/Sr augmente dans les minéraux résiduels lors de lessivages progressifs alors quecelui du fluide est toujours bas.

L'illustration 50 montrant les variations de Sr en fonction de Na dans les eaux thermo-minérales synthétisées par Serra et al. (2003) montre une grande dispersion despoints, tout à fait semblable à l'Illustration 31 montrant les variations de Ca en fonctionde Na. Les variations Sr-Na se répartissent globalement selon les trois mêmes couplesde concentrations Ca-Na précédemment décrits. Seule l’abondance des pointsrenseignés diffère, les données en Sr étant moins nombreuses que celles en Ca.



0 40000 80000 120000Na (µmol/l)

0

40

80

120

160

Sr (µ

mol

/l)


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Gimeaux


Illustration 50 - Diagramme Sr-Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse deSerra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.

Pour les eaux thermo-minérales de Vichy, les concentrations en Sr des eaux de Dômeet Antoine sont dans celles du groupe de Vichy étudié par Michard et al. (1976) tout enétant parmi celles avec les concentrations en Sr et Na les plus faibles de ce groupe. Ilfaut noter la grande ressemblance des concentrations en Sr de Dôme et Antoineanalysées dans cette étude. Tout comme pour Ca, les eaux thermo-minérales deChâtel-Guyon montrent les plus fortes concentrations en Sr; conjointement avec deuxéchantillons de Sainte-Marguerite toutefois plus riches en Na.

Le comportement de Rb est voisin de celui de K et ces deux éléments sont liés avecles interactions eaux-roches et avec les températures profondes des eaux thermo-minérales (Michard et al., 1976 ; Ouzounian et al., 1980). Il est ainsi admis que Rb estdavantage lié à K qu’à Na (Ouzounian et al., 1980 ; Beaucaire et Michard, 1982). Tout



comme le bore, Rb est un marqueur du réservoir profond (Michard et al., 1987) et estpeu touché par des interactions potentielles avec les aquifères superficiels et/ou lesencaissants sédimentaires (Michard et al., 1976). Ainsi, Rb n’est que peu sensible auxphénomènes de mélanges avec les eaux superficielles lors de la remontée et durefroidissement des eaux thermo-minérales. Toutefois, la relation entre K et Rb peutêtre liée à l’altération des caractéristiques du pôle profond par des eaux plussuperficielles comme montré par Michard et al. (1976) et Criaud et Fouillac (1986).

L'illustration 51 montre les variations de Rb en fonction de K. La relation ainsi définiesous la forme de la flèche A peut être caractéristique d’une variation desconcentrations en K et Rb entre un pôle profond concentré et un pôle superficiel dilué.Les plus faibles concentrations en K et Rb s’observent dans les eaux thermo-minéralesde Chaudes-Aigues, de la Margeride, de Néris-les-Bains et dans une partie des eauxdu Cézallier. Les eaux peuvent être soit mélangées avec des eaux de surface, soitinteragir avec des encaissants qui délivrent plus ou moins de K et Rb en fonction de lanature minéralogique de ces encaissants.

0 2000 4000 6000 8000K (µmol/l)

0

5

10

15

20

25

Rb

(µm

ol/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperse

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon


Gimeaux

Vichy - Dôme



A

B

B'

Illustration 51 - Diagramme K-Rb dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse deSerra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille

d’Aigueperse.



Une meilleure vision des variations des concentrations en K et Rb en fonction de lanature des eaux (de surface ou thermo-minérales) est illustrée par la comparaisonpouvant être faite en Margeride. Les concentrations en K et Rb dans les eaux thermo-minérales de la Margeride comparées avec celles observées dans les eaux de surfacedrainant le même batholite (Négrel, 1999) permettent d’isoler deux groupes d’eauxindividualisés (ill. 52).

10 100 1000K (µmol/l)

0.01

0.1

1

10

Rb

(µm

ol/l)

Eaux thermo-minéralesMargeride

Eaux surfaceMargeride

Illustration 52 - Diagramme K-Rb dans les eaux thermo-minérales de la Margeride (synthèse deSerra et al., 2003) et dans les eaux de surface drainant le même batholite (Négrel, 1999).

Les eaux de surface montrent des concentrations en K et Rb qui atteignent 100 et0,1 µmol/l respectivement. Les eaux thermo-minérales montrent des concentrationsplus importantes, elles-mêmes réparties en deux groupes traduisant certainement desvariations dans la chimie du batholite de granite de la Margeride.

La différence marquée entre les deux groupes eaux thermo-minérales - eaux desurface ne plaide pas en faveur d’un effet de dilution sur les eaux thermo-minéralesmais laisse plutôt à penser à un effet lié à la variation de la chimie du batholite et doncà la génération par l’interaction eau - roche de gammes de concentrations différentes.

Dans le groupe des eaux thermo-minérales de Vichy (cf. ill. 51), Dôme avec derelativement fortes concentrations en K et Rb semble être un bon représentant du pôleprofond; Antoine avec de plus faibles concentrations semblerait être plus affecté parles eaux superficielles. Or le niveau productif dans le forage Antoine est entre 200 et



440 m, avec une température parmi les plus élevées de la zone, et le forage estartésien en tête de puits ce qui ne plaide pas en faveur d’une dilution par les eaux plussuperficielles.

De plus les faibles concentrations en Mg et l’absence de variation en bore de ces deuxeaux semblent montrer l’existence de deux types de concentration en Rb. Deux autrestendances (B et B’) se distinguent sur l'illustration 51, toutes deux liées avec uneaugmentation de la concentration en K, non suivie par celle de Rb. Ces deux relationsconcernent les eaux de la zone de St Marguerite (B) et des eaux thermo-minérales duCézallier, ainsi que deux prélèvements à 10 ans d’intervalle de la source Joze (B’).

L'illustration 53 montre les variations de Sr et Mg en fonction de Rb. Une additionsecondaire de Mg dans les eaux thermo-minérales est généralement invoquée(Michard et al., 1976, 1987) par exemple par interaction avec les encaissantssédimentaires (Criaud et Fouillac, 1986). Les concentrations en Rb évoluent plus quecelles en Sr et Mg au sein d’un même groupe de points.

Dans le diagramme Rb en fonction de Sr, de grandes disparités apparaissent entre cesdeux éléments. Les concentrations en Rb augmentent fortement tandis que celles enSr montrent de plus faibles variations dans les eaux thermo-minérales de Vichy, duCézallier, du Mont Dore et des eaux de la zone de la faille d’Aigueperse (Bourbon-Lancy, Vichy, Joze). A contrario, les concentrations en Sr augmentent fortement tandisque celles de Rb montrent de plus faibles variations dans les eaux thermo-minéralesde Saint-Myon, Montpensier, Gimeaux et Chaudes Aigues. Les eaux thermo-minéralesde Châtel-Guyon montrent de fortes teneurs en Sr avec une teneur faibl en Rb.

Dans le diagramme Rb en fonction de Mg, à teneur en Mg constante, les concen-trations en Rb sont plus variables dans les eaux thermo-minérales de Vichy avecDôme plus concentré que Antoine. Avec de faibles concentrations en Mg, Dôme etAntoine sont peu influencées par les encaissants sédimentaires et sont doncreprésentatifs du pôle profond. À l’opposé de Vichy, les eaux thermo-minérales deGimeaux et encore plus marqué à Châtel-Guyon, montrent de nets enrichissements enMg, enrichissements pouvant être liés à la présence d’aquifères sédimentaires.

L’ensemble des eaux thermo-minérales pour lesquelles une valeur des rapports87Sr/86Sr est disponible (voir la synthèse de Serra et al., 2003) est représenté surl'illustration 54 en fonction de la salinité des eaux. Trois grands groupes d’eauxpeuvent être individualisés, montrant des salinités très variables (dans une gamme1 000-8 000 mg/l) et des rapports 87Sr/86Sr très différenciés.

Partant de rapports 87Sr/86Sr les plus élevés, le premier groupe prend en compte toutesles eaux thermo-minérales du Cézallier ainsi que deux des eaux thermo-minérales dela Margeride. Les rapports 87Sr/86Sr de ces eaux thermo-minérales est > à 0,716 et lessalinités varient entre 1 000 et 6 000 mg/l.



0 40 80 120 160Sr (µmol/l)

0

5

10

15

20

25

Rb

(µm

ol/l)

Bourbon l'ArchambaultChateauneuf les BainsChaudes AiguesCézallierChatel GuyonFaille AigueperseMargerideMont DoreNeris les BainsRoyatSte MargueriteVals les BainsVichyAigueperseJoze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



0 4000 8000 12000 16000 20000Mg (µmol/l)

0

5

10

15

20

25

Rb

(µm

ol/l)


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 53 - Diagramme Rb-Sr et Rb-Mg dans les eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de

la faille d’Aigueperse.



0 2000 4000 6000 8000 10000Salinité (mg/l)

0.704

0.708

0.712

0.716

0.7287

Sr/86

Sr

CézallierMargerideMont DoreSte MargueriteVichyAigueperse

JozeMontpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 54 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction de la salinité (en mg/l) dans leseaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-

minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.

Le deuxième groupe montre des rapports 87Sr/86Sr variant entre 0,711 et 0,716 pourdes salinités plus variables (1 000 - 8 000 mg/l) que celles du premier groupe. Il sedégage une tendance entre les rapports 87Sr/86Sr et les salinités avec des rapports87Sr/86Sr plus forts à salinités plus élevées.

Le troisième groupe montre des rapports 87Sr/86Sr variables et compris entre 0,705 et0,711 avec également des salinités variables. Les plus bas rapports sont observésdans la zone du Mont Dore où les circulations des eaux thermo-minérales se font encontact étroit avec les séries volcaniques d’où les rapports 87Sr/86Sr bas (pourmémoire, les basaltes ont des rapports 87Sr/86Sr de l’ordre de 0,704-0,705). Il faut noterla présence des eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon dans ce groupe.

Dans un diagramme classique de mélange entre les rapports isotopiques 87Sr/86Sr etl'inverse de la concentration en Sr (ill. 55), on n’observe pas de relation linéaire dansles eaux thermo-minérales, relation synonymE de mélange entre deux composants.Une évolution poussée des interactions eau-roche pouvant amener des concentrationsen Sr identiques dans les eaux, et ceci pour des types de roches dont les rapports87Sr/86Sr sont très différents. Seul le rapport isotopique permet dans ce cas de



différencier parmi les roches signant les eaux et la concentration ne peut être unparamètre discriminant.

0 0.05 0.1 0.15 0.2 0.251/Sr (µmol/l)-1

0.704

0.708

0.712

0.716

0.72

87Sr

/86Sr


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



Illustration 55 - Diagramme 87Sr/86Sr en fonction de 1/Sr dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone


L’absence de relation claire avec les concentrations en Sr et le comportement du Rbamène à utiliser le rapport Rb/Sr conjointement au rapport isotopique 87Sr/86Sr. Lesvariations de ces deux rapports sont montrées dans l'illustration 56. Trois groupes depoints sont mis en évidence dans cette figure. Les eaux thermo-minérales du Cézalliermontrent les rapports 87Sr/86Sr les plus élevés (> 0,716) ; les eaux thermo-minérales deChâtel-Guyon et Bourbon-Lancy montrent à l’opposé les rapports 87Sr/86Sr les plusfaibles (< 0,711). Entre ces deux extrêmes, se situent les autres groupes d’eauxthermo-minérales.



0 0.4 0.8 1.2Rb/Sr (mol/mol)

0.71

0.712

0.714

0.716

0.718

0.7287

Sr/86

Sr


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



MargerideRanc

MargerideLaubies

Illustration 56 - Diagramme 87Sr/86Sr en fonction de Rb/Sr dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone


Hormis Gimeaux et Royat, l’ensemble des autres eaux thermo-minérales restantesdéfinit une corrélation linéaire. Parmi ces eaux, celles de Vichy occupent une positioncentrale dans la corrélation. La corrélation mis en évidence par Michard et al. (1976)dans les eaux de Vichy est également confirmée par les échantillons complémentairesde Dôme et Antoine. Il faut noter que Dôme constitue le composant extrême del’alignement des eaux de Vichy avec les rapports 87Sr/86Sr et Rb/Sr les plus élevéstandis que Antoine constitue l’autre composant avec des rapports 87Sr/86Sr et Rb/Sr lesplus faibles. Michard et al. (1976) ont argumenté pour une contamination, et donc unedilution, par des eaux superficielles pour expliquer la relation entre les rapports87Sr/86Sr et Rb/Sr. Toutefois, ils ont argumenté pour cet effet en utilisant également lesdiminutions des concentrations en K, Na, Cl. La relative constance des concentrationsen Mg n’est pas en faveur d’un effet de dilution, de même que pour celles en Rb. Onpeut donc émettre une autre hypothèse, en faveur d’une variation géologique desencaissants de l’aquifère induisant une évolution de la signature isotopique 87Sr/86Srdes eaux thermo-minérales.

Si l’on prolonge la relation obtenue dans les eaux de Vichy (Michard et al., 1976), onenglobe parfaitement les eaux de Joze, Saint-Myon et Montpensier ainsi que les eaux



thermo-minérales issus de la zone de Sainte-Marguerite en Limagne d’Allier (Négrel etal., 1997a, b) et de la Margeride (Négrel et al., 2000). Les sources des Laubies et duRanc toutes deux en Margeride constituent les deux termes extrêmes de la corrélation(R2 = 0.99). Cette corrélation d’ensemble regroupant des eaux thermo-minérales dezones et d’environnements géologiques différents, sans évidence de connectionshydrauliques amène à considérer cette relation comme étant dépendante desinteractions avec les roches uniquement.

Ainsi, différents types de roches, et donc différents assemblages de minérauxinteragissant avec les eaux, peuvent générer une suite de rapports 87Sr/86Sr et Rb/Sr.Plus le rapport Rb/Sr augmente, plus les minéraux porteur de Rb et de Sr radiogénique(c’est-à-dire de rapport 87Sr/86Sr élevé) sont impliqués dans les processusd’interactions entre phase solide et eau et donc plus le rapport 87Sr/86Sr de l’eau estélevé. Les autres eaux thermo-minérales renseignées (Cézallier, cette étude) ne sesituent pas sur cette relation, impliquant d’autre(s) source(s) de strontium. Ces autressources de strontium pouvant être avec des rapports 87Sr/86Sr élevés ou bas commeindiqué sur l'illustration 56 ; il peut s’agir de lithologies différentes (sédimentaire,volcanique…) ou d’assemblage de minéraux différents (comme le Cézallier avecleptynites, amphibolites et gneiss). Due à l’absence de détermination du Rb, les eauxthermo-minérales de la zone du Mont Dore où les circulations des eaux thermo-minérales se font en contact étroit avec les séries volcaniques ne peuvent êtrereprésentées sur ce diagramme.

5.3.6. Les isotopes du néodyme

Les Terres Rares (REE) comprennent 14 éléments depuis le Lanthane (Z = 57)jusqu'au Lutétium (Z = 71) et font partie du groupe IIIB de la série des lanthanides de laclassification périodique des éléments chimiques, le néodyme appartient aux TerresRares dites « légères » incluant La-Eu par comparaison aux Terres Rares moyennesincluant Sm-Tm et lourdes Dy-Lu. Les propriétés physiques et chimiques des TerresRares sont proches, en liaison avec la configuration similaire de leurs couchesélectroniques. Les Terres Rares sont un constituant important des roches ignées,principalement associées aux feldspaths et aux micas comme éléments traces etcomme constituants majeurs des minéraux accessoires (Henderson, 1984), leurmobilisation lors des processus d'interaction eau-roche dépend de différents facteurs(Johannesson et al., 1995a, b, c).

Parmi ceux-ci, on note l'abondance des Terres Rares dans les roches, leur distributiondans les phases minérales primaires et la stabilité de ces minéraux en regard desprocessus d'altération. Une des Terres Rares, le néodyme, possède sept isotopesstables (142, 143, 144, 145, 146, 148, 150). Selon le même principe que pour le coupleRb-Sr, un des isotopes du samarium (147Sm) est radioactif et décroît par émissionalpha en un isotope stable du néodyme (143Nd). La mesure du rapport isotopique143Nd/144Nd est de plus en plus utilisée dans les eaux en domaine continental (Möller etal., 1998 ; Gerstenberger et al., 1999 ; Tricca et al., 1999 ; Aubert et al., 2001).



0 20000 40000 60000 80000Na (µmol/l)

0

0.0005

0.001

0.0015

0.002

0.0025

Nd

(µm

ol/l)


Joze MontpensierRoyat - Eugénie

St Myon



Vichy - Dôme



Illustration 57 - Diagramme des concentrations en Nd en fonction de Na dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées

dans la zone de la faille d’Aigueperse.

La relation entre Nd et Na est représentée dans l’illustration 57 et permet de mettre enévidence l’absence de relation claire entre ces deux éléments. Globalement, laconcentration en Nd est indépendante de la salinité des eaux thermo-minérales,représentée par la concentration en Na. Pour de fortes variations en Na, entre 10 000et 80 000 µmol/l, la concentration en Nd reste inférieure à 0,001 µmol/l. Dans cetintervalle 0 - 0,001 µmol/l, les plus fortes concentrations en Nd sont observées pourdes concentrations en Na intermédiaires, de l’ordre de 30 000 µmole/l. Quelquesconcentrations en Nd plus élevées sont observées pour des eaux thermo-minérales duCézallier (Négrel et al., 2000).

De même que pour les isotopes du strontium, le couplage entre les rapports143Nd/144Nd et l’inverse de la concentration en Nd (1/Nd) indicateur de mélange, nemontre aucune évidence de relation linéaire (ill. 58). Il n’y a aucune évidence demélange entre deux composants (e.g. deux grands types d’eaux par exemple). Degrandes variations sont par contre observées pour le rapport 143Nd/144Nd, àconcentrations en Nd peu variables. Ainsi, le rapport 143Nd/144Nd varie entre 0,51205 etplus de 0,5127 pour un rapport 1/Nd de moins de 5 000. Les eaux thermo-minéralesavec le rapport 143Nd/144Nd le plus élevé sont celles de Châtel-Guyon, tandis que



celles avec le rapport 143Nd/144Nd le plus faible sont celles de Montpensier et de Vichy-Antoine. La plupart des eaux thermo-minérales sont dans la gamme de celles duCézallier caractérisées par les interactions entre eau et les séries de rochesmétamorphiques (leptynites, amphibolites, gneiss).

0 10000 20000 30000 400001/Nd (µmol/l)-1

0.512

0.5122

0.5124

0.5126

0.5128

143 N

d/14

4 Nd


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Illustration 58 - Diagramme 143Nd/144Nd en fonction de 1/Nd dans les eaux thermo-minérales deLimagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone


Les valeurs les plus élevées des rapports 143Nd/144Nd peuvent être expliquées par desinteractions avec des roches volcaniques (Négrel et al., 2000), c’est le cas pour cellesdu Cézallier. Cette hypothèse peut être avancée également pour Châtel-Guyon, bienqu’une autre origine (e.g. sédimentaire) puisse être envisagée. Toutefois, seule l’intercomparaison entre les différentes systématiques isotopiques pourra permettred’amener des éléments de réponse.



6. La géothermométrie : estimationdes températures profondes

La géothermométrie est un des outils qui, à partir d’analyses chimiques d’une eauthermo-minérale de surface, permet d’estimer la température que ce fluide a atteint enprofondeur. Le principe général des géothermomètres chimiques a fait l’objet d’unrapport (Serra et Sanjuan, 2003) ainsi que son application dans le cadre du projetCOPGEN (Serra et al., 2003). Des températures calculées par différentsgéothermomètres avaient été estimées pour de nombreuse sources thermalescouvrant un grand domaine géographique. Dans le contexte du second volet de ceprojet, nous allons nous focaliser sur les sources se situant le long de la failled’Aigueperse et présentant un intérêt géothermique. Toutes les sources présentées iciont été ré-échantillonnées pour cette étude.

À l’aide de ces compositions, nous avons calculé les températures profondes avec lesgéothermomètres chimiques (ill. 59). Les résultats de ces calculs sont présentés dansla première partie de cette étude. La disparité des valeurs de températures calculéespar source thermale peut parfois être grande.

6.1. L’APPLICATION DES GÉOTHERMOMÈTRES

6.1.1. Montpensier

Les températures calculées avec le géothermomètre Na/K (Giggenbach et al., 1983),les géothermomètres Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1982 ; Verma etSantoyo, 1997 ; Michard, 1990), et les géothermomètres Ca/K² (Fournier et Truesdell,1973) et Fe/K² (Michard, 1990) sont comprises entre 200 et 250 °C (ill. 59).

De nombreux géothermomètres (Na/K, Fournier (1979) ; Na-K-Ca, Fournier etTruesdell (1973) ; Ca/K², Sr/K², F*K, Michard (1990)) estiment une températureprofonde à environ 175 °C. Par comparaison avec l’étude de Serra et al. (2003), cettetempérature de 175 °C paraît réaliste pour les eaux profondes de Montpensier.

Les autres géothermomètres estiment des températures plus faibles comprises entre100 et 150 °C.

6.1.2. Royat - Eugénie

Les géothermomètres Na/K (Michard, 1979 ; Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983),Na-K-Ca, Ca/K² (Fournier et Truesdell, 1973), Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ;Kharaka et al., 1982 ; Verma et Santoyo, 1997 ; Michard, 1990) et Rb/Na (Michard,1990) estiment des températures comprises entre 190 et 270 °C (ill. 59).



Les géothermomètres à quartz (Fournier, 1977), Ca/K² (Michard, 1990), Mg/Li(Michard, 1990 ; Giggenbach et al., 1983 ; Kharaka et Mariner, 1989), Sr/K², Cs/Na,Rb/Na, F*K, Fe/K², Mn/K² (Michard, 1990) estiment des températures comprises entre100 et 170 °C, tandis que les géothermomètres Mg/K² estiment quant à eux destempératures inférieures à 100 °C (ill. 59).

Lors de notre précédente étude (Serra et al., 2003), les températures des eaux deRoyat avaient été estimées entre 180 et 220 °C. Les températures calculées avec lesgéothermomètres Na/K et Na/Li des nouveaux fluides échantillonnés restent en accordavec cette estimation.

6.1.3. Saint-Myon

Les températures calculées avec les géothermomètres Na/K (Fournier, 1979 ;Giggenbach et al., 1983), Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1982 ;Verma et Santoyo, 1997 ; Michard, 1990), et les géothermomètres Ca/K² (Fournier etTruesdell, 1973) et Rb/Na (Michard, 1990) sont comprises entre 180 et 260 °C (ill. 59).

Celles estimées avec les géothermomètres à quartz (Fournier, 1977), Na/K (Michard,1979), Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973), Ca/K² (Michard, 1990), Sr/K², Rb/Na,F*K (Michard, 1990), et les géothermomètres Mg/Li (Michard, 1990 ; Giggenbach et al.,1983 ; Kharaka et Mariner, 1989) sont comprises entre 110 et 170 °C, tandis que lesautres géothermomètres (Mg/K², Cs/Na, Fe/K² et Mn/K²) conduisent à destempératures inférieures à 100 °C (ill. 59).

La température estimée pour le fluide profond de Saint-Myon (Serra et al., 2003) estd’environ 190 °C. Elle correspond ici, pour le nouvel échantillonnage, à la températureobtenue à ± 10 °C avec le géothermomètre Na/K (Fournier, 1979 ; Giggenbach et al.,1983), Na/Li (Fouillac et Michard, 1981) et Ca/K² (Michard, 1990).

6.1.4. Châtel-Guyon (Carnot, Louise)

Les températures obtenues pour ces deux sources sont sensiblement les mêmes, carleurs compositions chimiques sont proches. Elles sont comprises entre 200 et 250 °Cpour les géothermomètres Na/K (Michard, 1979 ; Fournier, 1979 ; Giggenbach et al.,1983) et Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1982 ; Verma et Santoyo,1997 ; Michard, 1990), entre 175 et 100 °C pour les géothermomètres à quartz(Fournier, 1977), Na-K-Ca et Ca/K² (Fournier et Truesdell, 1973 ; Michard, 1990),Sr/K², Rb/Na, F*K et Mn/K² (Michard, 1990) et aux alentours de 90 °C pour lesgéothermomètres Mg/Li (Kharaka et Mariner, 1989 ; Kharaka et al., 1985), Cs/Na etFe/K² (Michard, 1990). Enfin, les thermomètres Mg/K² (Giggenbach et al., 1983 ;Michard, 1990) estiment des températures inférieures à 75 °C.

Une température comprise entre 200 et 220 °C semble être une bonne estimation pourle fluide de Châtel-Guyon; elle correspond aux températures obtenues par lesgéothermomètres Na/K (Michard, 1979 ; Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983) etNa/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Verma et Santoyo, 1997 ; Michard, 1990).



6.1.5. Gimeaux

Les géothermomètres Na/K (Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983) et Na/Li(Fouillac et Michard, 1981 ; Kharaka et al., 1982 ; Verma et Santoyo, 1997 ; Michard,1990) estiment des températures comprises entre 200 et 260 °C. Les géothermo-mètres à quartz (Fournier, 1977), Na/K (Michard, 1979), Na-K-Ca et Ca/K² (Fournier etTruesdell, 1973 ; Michard, 1990), Sr/K², Rb/Na, F*K (Michard, 1990), estiment destempératures comprises entre 120 et 190 °C. Les autres géothermomètres (Mg/K²,Mg/Li, Cs/Na, Fe/K², Mn/K²) estiment quant à eux des températures inférieures à100 °C (ill. 59).

Au vu des résultats obtenus précédemment (Serra et al., 2003) et à ceux obtenus avecles fluides nouvellement échantillonnés, une température comprise entre 200 et230 °C, estimée par les thermomètres Na/K (Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983)et Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ; Verma et Santoyo, 1997 ; Michard, 1990) estattendue pour la source Gimeaux.

6.1.6. Bourbon-Lancy - Marquise

Cette source n’avait pas fait l’objet d’une étude détaillée lors de la première phase duprojet COPGEN, car étant très en retrait de la zone des Limagnes (cf. ill. 2).

Nous avons reporté ici le calcul par géothermométrie de la source Marquiseéchantillonnée par Marion et al. (1979), Cornet et al. (1988) et pour cette étude (ill. 60).Ces échantillonnages couvrent une période d’environ 25 ans et on peut évaluerl’évolution des températures en fonction des différents géothermomètres ; pendantcette période, les températures calculées :

- ont gagné 20 °C avec les géothermomètres à quartz (Fournier, 1977), Na/K(Michard, 1979), Ca/K² (Fournier et Truesdell, 1973 ; Michard, 1990) et Mg/K²(Michard, 1990) ;

- ont augmenté de 10 °C avec les géothermomètres Na/K (Fournier, 1979 ;Giggenbach et al., 1983), Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973), Mg/K²(Giggenbach et al., 1983) ;

- ont diminué de 10 °C avec les géothermomètres Mg/Li ;

- n’évoluent pas avec les géothermomètres F*K et Mn/K² (Michard, 1990) ;

- ne montrent pas d’évolution rationnelle avec les géothermomètres Fe/K² (Michard,1990) ;

- semblent surestimées avec les géothermomètres Na/Li.

Les géothermomètres Na/K (Michard, 1979 ; Fournier, 1979), Na-K-Ca, Ca/K²(Fournier et Truesdell, 1973), Mg/Li (Kharaka et Mariner, 1989 ; Kharaka et al., 1985,1988) et F*K (Michard, 1990) estiment une température profonde actuelle compriseentre 170 et 190 °C.



6.1.7. Joze

Les températures de la source Joze, calculées avec les géothermomètres Na/K(Michard, 1979 ; Fournier, 1979 ; Giggenbach et al., 1983) semblent surestimées, sesituant autour de 300 °C. Celles calculées avec les géothermomètres Na-K-Ca etCa/K² (Fournier et Truesdell, 1973 ; Michard, 1990), Na/Li (Fouillac et Michard, 1981 ;Kharaka et al., 1982 ; Verma et Santoyo, 1997 ; Michard, 1990), Sr/K² et Rb/Na(Michard, 1990) sont comprises entre 180 et 250 °C. Les températures du fluidecalculées avec d’autres géothermomètres (quartz, Mg/K², Mg/Li, Cs/Na…) sont plusfaibles et se situent entre 93 et 164 °C, mettant en évidence l’équilibre de ces espècesplus tardivement (ill. 59).

En accord avec l’étude précédemment menée (Serra et al., 2003), nous pensons quela température des eaux de réservoir de Joze nouvellement échantillonnée,correspondrait à celle estimée par les géothermomètres Na-K-Ca, Ca/K² et Na/Li et sesituerait aux alentours de 200 °C.

6.1.8. Vichy Dôme et Forage Antoine

Malgré des compositions chimiques différentes pour les éléments intervenant dans lescalculs géothermométriques (Na, K, SiO2, Li…), les températures obtenues pour cesdeux sources sont sensiblement les mêmes. Elles sont comprises entre 280 et 200 °Cpour les géothermomètres Na/Li (Kharaka et al., 1982), Ca/K², Sr/K², F*K et Fe/K²(Michard, 1990), entre 190 et 150 °C pour les géothermomètres Na/K (Fournier, 1979 ;Giggenbach et al.,1983), Na-K-Ca (Fournier et Truesdell, 1973), Na/Li (Verma etSantoyo, 1997 ; Michard, 1990), Mg/Li (Kharaka et Mariner, 1989), Mn/K² (Michard,1990) et entre 150 et 100 °C pour les géothermomètres à quartz (Fournier, 1977),Na/K (Michard, 1979), Na/Li (Fouillac et Michard, 1981), Mg/K² (Michard, 1990 ;Giggenbach et al., 1983), Mg/Li (Kharaka et Mariner, 1989 ; Kharaka et al., 1985),Cs/Na, Rb/Na (Michard, 1990).

Nous avons vu, lors de l’étude précédente (Serra et al., 2003), que lors de leurremontée vers la surface, les eaux profondes de Vichy traversent des rochessédimentaires et sont donc considérablement altérées. Les températures obtenuesavec les géothermomètres utilisant le sodium, le potassium, le magnésium et la silicesont à prendre avec beaucoup de réserve. Seuls les thermomètres Na/Li noussemblent fiables pour ces eaux et aboutissent à des températures comprises entre 135et 150 °C. Avec le nouvel échantillonnage, les températures des fluides s’échelonnententre 150 et 160 °C (ill. 59).



Températures calculées des sources du groupe Faille Aigueperse. (1) : Fournier et Truesdell (1973) ; (2) : Michard(1990) ; (3) : Giggenbach et al. (1983) ; (4) : Kharaka et Mariner (1989) ; (5) : Kharaka et al. (1985) ; (6) : Kharaka et al.

(1988).

Températures calculées des sources du groupe Faille Aigueperse. (1) : Fournier et Truesdell (1973) ; (2) : Michard(1990) ; (3) : Giggenbach et al. (1983) ; (4) : Kharaka et Mariner (1989) ; (5) : Kharaka et al. (1985) ; (6) : Kharaka et al.

(1988).

Source T Rb/Na T Rb/Na T Rb/Na T F*K T Fe/K² T Mn/K²Montpensier S16 103 133 92 174 215 141Royat - Eugénie 136 189 136 156 110 103Saint-Myon 115 154 108 158 76 71Châtel-Guyon - Carnot 128 175 125 109 94 105Châtel-Guyon - Louise 126 172 123 123 85 98Gimeaux 129 176 126 126 68 78Bourbon-Lancy - Marquise 143 201 145 179 192 60Joze 144 203 147 164 142 120Vichy - Dôme 114 151 106 251 215 160Vichy - Forage Antoine 111 146 102 239 201 164

Michard, 1990.

Illustration 59 - Températures calculées des sources du groupe Faille Aigueperse



Références Date T Quartz(1)

T Na/K(2)

T Na/K(3)

T Na/K(4)

T Na-K-Ca

T Na/Li(5)

T Na/Li(6)

T Na/Li(7)

Marion et al., 1979 09/03/79 102 152 179 197 161 349 356 355Marion et al., 1979 19/03/79 97 150 178 196 160 324 340 330Cornet et al., 1988 08/03/88 118 159 185 203 168 252 290 259Négrel, 2003 12/06/03 119 170 194 211 173 272 304 279

Températures calculées de la source Bourbon-Lancy Marquise. (1) : Fournier (1977) ; (2): Michard (1979) ; (3) :Fournier (1979) ; (4) : Giggenbach et al. (1983) ; (5) : Fouillac et Michard (1981) ; (6) : Kharaka et al. (1982) ; (7) :

Michard (1990).

Références Date T Ca/K² (1) T Ca/K²(2)

T Mg/K²(3)

T Mg/K²(2)

T Mg/Li(4) T Mg/Li (5) T Mg/Li (6)

Marion et al., 1979 09/03/79 168 129 105 85 178 193 200Marion et al., 1979 19/03/79 169 130 109 91 178 193 200Cornet et al., 1988 08/03/88 186 143 115 100 163 174 181Négrel, 2003 12/06/03 190 146 119 105 169 182 189

Températures calculées de la source Bourbon-Lancy Marquise. (1) : Fournier et Truesdell (1973) ; (2) : Michard (1990) ;(3) : Giggenbach et al. (1983) ; (4) : Kharaka et Mariner (1989) ; (5) : Kharaka et al. (1985); (6) : Kharaka et al. (1988).

Références Date T Mn/K² T Fe/K² T F*K T Sr/K² Rb/Na Rb/Na Rb/Na Cs/NaMarion et al., 1979 09/03/79 55 113 183Marion et al., 1979 19/03/79 56 121 177Cornet et al., 1988 08/03/88 63 248 183 164Négrel, 2003 12/06/03 60 192 179 168 111 146 102 126

Températures calculées de la source Bourbon-Lancy Marquise (Michard, 1990).

Illustration 60 - Températures calculées de la source Bourbon-Lancy Marquise.

6.1.9. Conclusions

Les estimations, via les géothermomètres, des températures profondes des fluidesnouvellement échantillonnés (ill. 61) sont en accord avec celles déduites de lasynthèse des eaux thermales effectuée précédemment par Serra et al. (2003).

Source Géothermomètres → T° calculéesMontpensier Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², F*K, Sr/K² → ≈ 175 °CRoyat – Eugénie Na/K, Na-K-Ca, Na/Li, Sr/K² → ≈ 230 °CSaint-Myon Na/K, Na/Li, Ca/K² → ≈ 190 °CChâtelGuyon – Carnot, Louise Na/K, Na/Li → ≈ 200 – 220 °CGimeaux Na/K, Na/Li → ≈ 200 – 230 °CBourbon-Lancy - Marquise Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², Mg/Li, F*K → ≈ 170 – 190 °CJoze Na-K-Ca, Ca/K², Na/Li → ≈ 220 °CVichy – Dôme, Forage Antoine Na/Li → ≈ 150 – 160 °C

Illustration 61 - Estimations des températures des fluides bordant la faille Aiguepersepar les géothermomètres.

6.2. ETAT D’ÉQUILIBRE DES EAUX THERMALES

Une autre méthode que la géothermométrie utile pour estimer les températuresprofondes des systèmes géothermaux, consiste à effectuer la spéciation descompositions des fluides analysés à la surface sur une plage de températures, afin devoir à quelle température un équilibre thermodynamique est atteint entre certains



minéraux et le fluide (Reed et Spycher, 1984). Les minéraux choisis comme étantreprésentatifs des phases minérales existant en domaine géothermal sont :

- l’albite (NaAlSi3O8) ;

- le feldspath potassique (KAlSi3O8) ;

- la calcite (CaCO3) ;

- le quartz (SiO2) ;

- la calcédoine (SiO2) ;

- la silice amorphe (SiO2) ;

- la kaolinite (Al2Si2O5(OH)4) ;

- l’illite (K0.6Mg0.25Al2.3Si3.5O10(OH)2) ;

- la muscovite (KAl3Si3O10(OH)2) ;

- l’anhydrite (CaSO4), la laumontite (CaAl2Si4O12.4H2O) ;

- la prehnite (CaAl2Si3O10(OH)2) ;

- le clinochlore (Mg5Al2Si3O10(OH)8) ;

- l’épidote (Ca2FeAl2Si3O12OH) ;

- la zoisite (Ca2Al3(SiO4)3OH) ;

- la wairakite (CaAl2Si4O10(OH)4) ;

- les montmorillonites Ca et Mg ((Ca, Mg)0.165Mg0.33Al1.67Si4O10(OH)2).

Si plusieurs minéraux indiquent environ la même température d’équilibre, la plage deces températures d’équilibre pourra être envisagée comme étant celle représentant lemieux la température du fluide profond.

Un des avantages de cette méthode est qu’elle permet de distinguer les eauxéquilibrées de celles qui ne le sont pas : une large fourchette de températures estobtenue pour des eaux non équilibrées alors qu’un accord des indices de saturationdes minéraux pour une même température est obtenu dans le cas d’eaux équilibrées.Aucune eau ne sera équilibrée, si elle a subi des processus de mélange avec des eauxsuperficielles ou si, par exemple, de la silice dissoute a précipité.

Le pH est le paramètre qui doit être absolument contraint car son évolution dépend dela température. On a postulé que le pH était contrôlé par la calcite et ceci suppose quece minéral est à l’équilibre avec les fluides à toutes les températures modélisées.

Les spéciations ont été réalisées avec le code couplé géochimique PHREEQC V 2.8(Parkhurst et Appelo, 1999).



6.2.1. Montpensier

À Montpensier, c’est entre 80 et 100 °C que les minéraux, comme le quartz, lacalcédoine, l’illite, le K-feldspath, la kaolinite, les montmorillonites -Ca et -Mg, et lamuscovite, sont à l’équilibre (ill. 62).

Autour de 175 °C, température profonde estimée par les géothermomètres Na/K et Na-K-Ca, les minéraux supposés être à l’équilibre (albite et K-feldspath) se croisent à unindice de saturation d’environ - 3 (ill. 62), montrant un déficit en silice et/ou enaluminium.

Montpensier

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo nt iteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alciteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-feldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o isiteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 62 - Réchauffement du fluide Montpensier de la température d’émergence à 300 °C.


La calcédoine, le quartz, le K-feldspath, l’illite, la kaolinite, les montmorillonites -Ca et –Mg et la muscovite sont tour à tour à l’équilibre dans les eaux de Royat - Eugénie entre100 et 130 °C (ill. 63).

L’albite et le K-feldspath se croisent à une température d’environ 200 °C et à un indicede saturation de - 3,6 (ill. 63). Ces minéraux sont supposés être à l’équilibre quand onapplique le géothermomètre Na/K, thermomètre qui conduisait à une telle température.On peut donc en déduire que les eaux de Royat sont en déficit vis-à-vis de la siliceet/ou de l’aluminium.



Royat - Eugénie

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alc iteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-feldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o is iteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 63 - Réchauffement du fluide de Royat - Eugénie de la température d’émergenceà 300 °C.

6.2.3. Saint-Myon

Pour le fluide de Saint-Myon, la laumontite, l’albite, la calcédoine, le K-feldspath,l’épidote, le quartz, l’illite, la kaolinite et les montmorillonites se succèdent à l’équilibreentre 90 et 140 °C (ill. 64). Différents géothermomètres (Na/K, Na/Li) conduisent à unetempérature de niveau producteur d’environ 190 °C.

St Myon

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

0 30 60 90 120 150 180 210 240 270 300

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alc iteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o is iteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 64 - Réchauffement du fluide Saint-Myon de la température d’émergence à 300 °C.



À cette température, les courbes de l’albite et du K-feldspath se croisent à un indice desaturation d’environ - 2,7 (ill. 64). Ici encore un déficit en silice et/ou aluminium sembleexister.


Les compositions des deux sources nouvellement échantillonnées à Châtel-Guyonsont semblables et ici les simulations ont été effectuées avec le fluide de la sourceCarnot.

Les équilibres minéralogiques vis-à-vis du fluide se manifestent dès 70 °C pour lalaumontite et l’albite ; puis une succession d’équilibres est réalisée jusqu’à 150 °C pourle K-feldspath, la calcédoine, l’illite, la muscovite, la kaolinite, les montmorillonites et lequartz (ill. 65).

La température profonde des eaux de Châtel-Guyon estimée par les géothermomètresNa/K et Na/Li est d’environ 200 °C. À cette température, l’albite, le K-feldspath et lakaolinite se croisent à un indice de saturation d’environ - 3,5 (ill. 65).

ChâtelGuyon - Carnot

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alciteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-feldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o isiteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 65 - Réchauffement du fluide Châtel-Guyon de la température d’émergenceà 300 °C.

6.2.5. Gimeaux

Pour la source Gimeaux, les équilibres sont atteints à partir de 55 °C pour la laumontiteet l’albite, puis, jusqu’à 110 °C, le K-feldspath, l’illite, la calcédoine, la muscovite lesmontmorillonites et le quartz sont tour à tour à l’équilibre (ill. 66).



Entre 200 et 220 °C, intervalle de température estimé par les géothermomètres Na/K etNa/Li, l’albite et le K-feldspath ont une intersection à l’indice de saturation d’environ - 4(ill. 66).

Gimeaux

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alc iteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o is iteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 66 - Réchauffement du fluide Gimeaux de la température d’émergence à 300 °C.


Pour le fluide de la source Marquise de Bourbon-Lancy, l’albite, la calcédoine, l’illite, lakaolinite, le feldspath potassique, la muscovite, les montmorillonites, la dolomite et lequartz se succèdent à l’équilibre entre 70 et 110 °C (ill. 67).

Différents géothermomètres (Na/K, Na/Li) conduisent à une température de niveauproducteur plus élevée et comprise entre 190 et 220 °C. Là encore, le fluide sembleêtre en déficit par rapport à la silice et l’aluminium en solution.




-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

50 70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alc iteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-feldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o is iteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 67 - Réchauffement de la source Marquise de Bourbon-Lancy, de la températured’émergence à 300 °C.

6.2.7. Joze

Joze

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

0 30 60 90 120 150 180 210 240 270 300T °C


Illustration 68 - Réchauffement du fluide Joze de la température d’émergence à 300 °C.



Entre 110 et 140 °C, les indices de saturation des minéraux tels que le quartz, l’illite, lakaolinite, les montmorillonites -Ca et -Mg, la muscovite et l’anhydrite sont nuls (ill. 68).Aux températures plus élevées, comme par exemple celles déduites des géothermo-mètres, pratiquement toutes les phases minérales sont sous-saturées : le fluideprélevé à la surface à Joze semble appauvri en silice et aluminium.

6.2.8. Vichy (Dôme, Forage Antoine)

Les deux sources de Vichy ont des compositions chimiques suffisamment différentespour faire l’objet de simulations propres.

a) Vichy - Dôme

La calcédoine, le K-feldspath, l’albite, la kaolinite, le quartz, la muscovite et la calcitemontrent des équilibres à une température comprise entre 160 et 170 °C (ill. 69). Cetteplage de températures est dans l’ordre de grandeur de celle estimée par lesgéothermomètres Na/Li.

Ces géothermomètres n’étant pas contraints par un assemblage minéralogiqueparticulier en profondeur, l’existence de nombreux équilibres à une température estsuffisante pour conclure à un équilibre.

Vichy Dôme

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

50 70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290

T °C

IS A lbiteIS Laumo nt iteIS P rehniteIS A nhydriteIS C alc iteIS D o lo miteIS C lino chlo re-14AIS IlliteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS C alcédo ineIS QuartzIS Epido teIS Z o is iteIS WairakiteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M g

Illustration 69 - Réchauffement du fluide Vichy - Dôme de la température d’émergenceà 300 °C.



b) Vichy - Forage Antoine


-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290

T °C


Illustration 70 - Réchauffement du fluide Vichy - Forage Antoine de la température d’émergenceà 300 °C.

Par contre, les eaux de la source Forage Antoine ne semblent équilibrées à aucunetempérature précise : la calcédoine, l’albite, le K-feldspath, le quartz, l’illite, la kaolinite,les montmorillonites et la muscovite sont à l’équilibre vis-à-vis des eaux de la sourceForage Antoine de 90 à 140 °C (ill. 70) alors que les géothermomètres Na/Li prévoientune température d’au moins 150 °C. Ce fluide est visiblement en déficit par rapport à lasilice et/ou l’aluminium.

6.2.9. Conclusions

En modélisant le réchauffement des fluides prélevés, sans aucune hypothèse si cen’est celle du contrôle du pH par la calcite, on aboutit à des équilibres minéralogiques àdes températures très inférieures à celles estimées par géothermométrie (mise à partpour la source Dôme à Vichy qui semble équilibrée aux températures calculées par lesgéothermomètres).

Nous mettons en évidence, par l’évolution du comportement des indices de saturationen fonction de la température, un large déficit en silice et en aluminium : en effet, lesminéraux supposés être à l’équilibre aux températures estimées par les géothermo-mètres se croisent à des indices de saturation négatifs.

Les déficits en silice et aluminium peuvent s’expliquer par des phénomènes de« dilution » par mélange avec des eaux plus pauvres en ces éléments (e.g. plusfroides) et/ou par des processus de précipitation de silicates et d’aluminosilicates au



cours de la remontée des eaux vers la surface à des températures encore assezélevées.

Les relatives fortes concentrations en silice en relation avec les températures ensurface, les teneurs élevées en bicarbonates et les faibles concentrations en boreplaident en faveur de phénomènes de dilution. Cependant, les fluides montrent encoreune salinité élevée avec des teneurs en chlorures au moins supérieures à100 mg/kgH2O. Une dilution relativement faible a dû tout de même affecter certainesde ces eaux au cours de leur refroidissement.

Nous allons alors par la suite, reconstituer les compositions chimiques de ces fluides,de façon à pouvoir obtenir des équilibres minéralogiques aux températures desniveaux producteurs en déterminant un facteur de dilution.

6.3. RECONSTITUTION DES COMPOSITIONS CHIMIQUES PROFONDES

Pour reconstruire la concentration en silice des niveaux producteurs dont nouscherchons la température, un calcul avec une approche inverse a été réalisé : à latempérature de réservoir avancée par les différents géothermomètres, la concentrationen silice pour laquelle le quartz était à l’équilibre thermodynamique a été recherchée.Ceci suppose également que cette concentration est conservée tout le long de laremontée du fluide (ill. 73).

Le facteur de dilution obtenu est équivalent au rapport de la concentration en siliceprofonde sur celle mesurée à la surface. Il n’est pas très important (en moyenne iléquivaut à un facteur multiplicatif de 2,38). Les concentrations de toutes les espèceschimiques ont été multipliées par ce facteur de façon à obtenir les concentrations qu’onaurait obtenues s’il n’y avait pas eu de dilution (ill. 71 et 72).

Source Na K Ca Mg Cl SO4 HCO3 SiO2 Li BMontpensier 2 290 136 170 90 405 464 6621 162 13 2,09Royat - Eugénie 2 971 305 761 379 3250 328 7772 293 21 22,11Saint-Myon 1 581 117 402 128 469 452 5385 192 10 1,44Châtel-Guyon - Carnot 1 858 188 1320 826 4683 707 5760 240 11 2,86Châtel-Guyon - Louise 1 823 175 1201 810 4585 656 5638 238 10 2,64Gimeaux 1 293 118 712 400 1640 542 4928 251 8 1,68Bourbon-Lancy - Marquise 1 131 86 157 6 1811 178 716 171 12 4,20

Illustration 71 - Compositions chimiques des éléments majeurs des sources (mg/kgH2O)calculées à partir du facteur de dilution.

Source Fe Sr Rb Cs F Mn AlMontpensier 0,18 6,18 0,67 0,16 3,94 0,08 1,79e-03Royat - Eugénie 12,04 18,83 2,24 0,54 3,50 1,11 1,27e-02Saint-Myon 10,35 6,85 0,67 0,16 4,67 1,18 2,67e-02Châtel-Guyon - Carnot 12,57 19,24 1,13 0,27 0,66 0,56 4,40e-03Châtel-Guyon - Louise 15,62 18,46 1,06 0,25 1,10 0,65 4,40e-03Gimeaux 13,10 10,43 0,81 0,21 2,67 0,68 2,67e-03Bourbon-Lancy - Marquise 0,10 2,29 1,02 0,57 12,65 1,11 7,15e-03

Illustration 72 - Compositions chimiques des éléments mineurs des sources (mg/kgH2O)calculées à partir du facteur de dilution.



Ces calculs ne peuvent se faire que si la dilution est le processus majeur ayantperturbé la composition chimique du fluide. Si d’autres phénomènes tels quel’ébullition, l’altération de phases primaires où la formation de phases secondaires parexemple ont lieu, ces calculs sont erronés.

Les sources ayant subi de tels processus sont celles de Joze et de Vichy (Serra et al.,2003). Dans leur cas, nous nous sommes contentés de calculer la teneur en silicereprésentative de l’équilibre thermodynamique du quartz à la température de réservoir.Les autres compositions chimiques sont restées inchangées pour la simulationnumérique du réchauffement du fluide.

Source T °C SiO2 mesuré SiO2 éq Tréservoir Facteur de dilutionMontpensier 175 91 162 1,79Royat - Eugénie 230 92 293 3,19Saint-Myon 190 86 192 2,22Châtel-Guyon - Carnot 200 - 220 109 240 2,20Gimeaux 200 - 230 94 251 2,67Bourbon-Lancy - Marquise 170 - 190 72 171 2,39Joze 220 56 213Vichy - Dôme 150 - 160 53 124Vichy - Forage Antoine 150 - 160 86 126

Illustration 73 - Températures des différentes sources estimées par géothermomètrie.Concentrations en mg/kgH2O de SiO2 mesurées et à l’équilibre avec la température supposée

de réservoir. Facteur de dilution.

Pour reconstituer les concentrations profondes en aluminium, nous avons procédé dedeux façons différentes :

- en supposant que la concentration d’aluminium concentrée était à l’équilibre avec lakaolinite tout le long du réchauffement du fluide simulé, de la températured’émergence à celle du niveau producteur ;

- en effectuant des itérations numériques de la teneur en aluminium jusqu’à obtenirles équilibres thermodynamiques des phases minérales supposées exister auxtempératures prévues par les géothermomètres.

La première manière de procéder conduit à des plages de température d’équilibrerelativement larges, laissant sous-entendre que ces eaux ne sont pas toujourséquilibrées vis-à-vis de la kaolinite. De plus, les minéraux sensés être à l’équilibre poursatisfaire les hypothèses des géothermomètres Na/K, albite et K-feldspath, sont engénéral sous-saturés.

En affectant une concentration en aluminium en adéquation avec les équilibressupposés (ill. 74), non contrainte par un équilibre avec la kaolinite, les températuresobtenues sont plus précises. Les concentrations obtenues sont beaucoup plus fortesque celles mesurées (de un à trois ordres de grandeur selon les sources) ; il fautsouligner que les concentrations mesurées étaient excessivement faibles, chosecourante pour le dosage de l’aluminium qui reste de ce fait un paramètre très difficile àcontraindre pour les études géochimiques.



Ces deux types de simulations ont été effectués en maintenant le contrôle du pH parun équilibre avec la calcite.

Source T°C Al mesuré Al modéliséMontpensier 175 9,99e-04 0,21Royat - Eugénie 180 - 220 4,00e-03 0,49Saint-Myon 190 1,20e-02 0,41Châtel-Guyon - Carnot 200 2,00e-03 0,54Châtel-Guyon - Louise 220 - 250 2,00e-03 0,63Gimeaux 200 9,99e-04 0,73Bourbon-Lancy - Marquise 190 - 220 3,00e-03 0,32Joze 220 1,10e-02 Al ⇔ kaoliniteVichy - Dôme 135 - 150 2,00e-02 2,00e-02Vichy – Forage Antoine 130 1,20e-02 1,20e-02 ou Al ⇔ kaolinite

Illustration 74 - Températures des différentes sources estimées par géothermomètrie -Concentrations en mg/kgH2O de Al mesurées et modélisées (i.e. obtenues par itérations).

6.3.1. Montpensier

a) Simulations des eaux concentrées - [Al] contrainte par l’équilibreavec la kaolinite

La température profonde estimée pour la source Montpensier est d’environ 175 °C,température obtenue par, entre autres, les géothermomètres Na/K et Na-K-Ca(§ 6.1.1.). La concentration de silice, calculée pour être à l’équilibre avec le quartz àcette température, est de l’ordre de 162 mg/kgH2O (ill. 73).

Montpensier

-2.0

-1.5

-1.0

-0 .5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

40 80 120 160 200 240 280

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o is iteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alc iteIS C lino chlo re-14AIS K-fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 75 - Évolution des indices de saturation du fluide de Montpensier par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contrôlé par la kaolinite.



Dans l’hypothèse où l’aluminium est contrôlé par la kaolinite, le quartz est à l’équilibreentre 160 et 190 °C ; seules l’anhydrite, la calcédoine et le clinochlore recoupent ladroite de l’équilibre dans cet intervalle. L’albite et le K-feldspath se rencontrent à180 °C, mais avec un indice de saturation (IS) de - 0.78 (ill. 75).

b) Simulations des eaux concentrées - [Al] déterminée par itérations

La simulation de la composition chimique du fluide profond recalculée (SiO2 =162 mg/kgH2O et Al = 0.21 mg/kgH2O ; ill. 73 et 74) conduit à une température de175 °C, obtenue par l’intersection à indice de saturation nul, de l’assemblageminéralogique suivant : albite - K-feldspath - laumontite - anhydrite - quartz - calcite(ill. 76), reflétant bien les conditions d’application des géothermomètres Na/K.

Montpensier

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290 320

T °C

IS A lbiteIS Laumo nt iteIS P rehniteIS Z o isiteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alciteIS C lino chlo re-14AIS K- fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 76 - Évolution des indices de saturation du fluide de Montpensier par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-

laumontite-anhydrite-quartz-calcite à 175 °C.


a) Simulations des eaux concentrées - [Al] contrainte par l’équilibre avecla kaolinite

Pour reconstruire la composition chimique du fluide profond de Royat à unetempérature d’environ 230 °C estimée par les géothermomètres Na/K, Na-K-Ca, Na/Li,Sr/K² (§ 6.1.2.), il a fallu imposer une concentration de 293 mg/kgH2O de silicecorrespondant à la quantité nécessaire pour obtenir l’équilibre du quartz à cettetempérature. À cette concentration, le quartz est à l’équilibre pour une température



comprise entre 210 et 250° C. L’albite, le K-feldspath et la laumontite se recoupentbien à 230 °C, mais à IS = - 0,65 (ill. 77).

Royat - Eugénie

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

30 70 110 150 190 230 270

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o isiteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alciteIS C lino chlo re-14AIS K-feldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 77 - Évolution des indices de saturation du fluide de Royat-Eugénie par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contrôlé par la kaolinite.

b) Simulations des eaux concentrées - [Al] obtenue par itérations

Royat - Eugénie

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290 320

T °C


Illustration 78 - Évolution des indices de saturation du fluide de Royat-Eugénie par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-

prehnite-quartz-calcite à 230 °C.



En imposant une concentration de 0,49 mg/kgH2O d’aluminium (ill. 74), un équilibreminéralogique entre l’albite, le K-feldspath, la prehnite, le quartz et la calcite est obtenuà 230 °C (ill. 78) ; la température de cet équilibre et la nature des minéraux assurantcet équilibre sont en accord avec le formalisme des géothermomètres Na/K.

6.3.3. Saint-Myon


Dans le cas du fluide de Saint-Myon, la silice a été fixée à 192 mg/kgH2O (ill. 73),concentration pour laquelle le quartz est à l’équilibre pour une température d’environ190 °C. Pour cette teneur en silice, le quartz est à l’équilibre entre 170 et 210 °C ;l’albite et le K-feldspath se coupent à 200 °C mais sont sous-saturés (IS = - 1,01 ;ill. 79).

St Myon

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 50 100 150 200 250 300

T °C


Illustration 79 - Évolution des indices de saturation du fluide de Saint-Myon par rapportaux minéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite.


Pour une concentration de 0.41 mg/kgH2O (ill. 74), l’albite, le K-feldspath, la zoisite, lawairakite, le quartz et la calcite sont à l’équilibre thermodynamique à 190 °C (ill. 80).L’équilibre thermodynamique des feldspaths est en adéquation avec les températuresobtenues par les géothermomètres Na/K. L’équilibre des autres aluminosilicatesconforte cette température de réservoir.



St Myon

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 50 100 150 200 250 300

T °C


Illustration 80 - Évolution des indices de saturation du fluide de Saint-Myon par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-zoisite-

wairakite-quartz-calcite à 190 °C.



Les fluides des deux sources de Châtel-Guyon, Carnot et Louise, sont chimiquementsemblables (§ 6.1.4.) ; les modélisations du fluide Carnot sont par conséquent valablespour la source Louise.

Ici, la concentration en silice a été fixée à 240 mg/kgH2O, pour satisfaire l’équilibre duquartz à 200 °C. Le quartz est effectivement à l’équilibre entre 190 et 230 °C, maisaucune autre phase minérale ne remplit cette condition. L’albite, le K-feldspath, laprehnite et la wairakite se croisent à 230 °C, mais sont sous-saturées (IS = - 1,08 ;ill. 81).




-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

30 80 130 180 230 280

T °C

IS A lbiteIS Laumo nt iteIS P rehniteIS Z o isiteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alciteIS C lino chlo re-14AIS K- feldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 81 - Évolution des indices de saturation du fluide de Châtel-Guyon (sources Carnotet Louise) par rapport aux minéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la

kaolinite.



-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290 320

T °C


Illustration 82 - Évolution des indices de saturation du fluide de Châtel-Guyon (sources Carnotet Louise) par rapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage

albite-K-feldspath-quartz-calcite à 210 °C.



Pour obtenir l’équilibre thermodynamique des aluminosilicates, la concentration enaluminium a été augmentée et fixée à 0,54 mg/kgH2O (ill. 74). Avec ces teneurs, unéquilibre est atteint à 210 °C, pour l’albite, le K-feldspath, le quartz et la calcite (ill. 82).Cette température est représentative de celle obtenue par les géothermomètres Na/K.

6.3.5. Gimeaux


En fixant la composition de la silice à 251 mg/kgH2O (ill. 73), le quartz est à l’équilibrethermodynamique entre 200 et 230 °C. À 225 °C, l’albite, le K-feldspath et la prehnitese croisent à IS = - 1,06 (ill. 83).

Gimeaux

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 50 100 150 200 250 300

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o is iteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alc iteIS C lino chlo re-14AIS K-feldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 83 - Évolution des indices de saturation du fluide de Gimeaux par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite.


Dans les conditions chimiques imposées pour la modélisation du fluide de Gimeaux(SiO2 = 251 mg/kgH2O et Al = 0,73 mg/kgH2O ; ill. 73 et 74), une températured’équilibre de 215 °C est obtenue pour l’albite, le K-feldspath, le quartz et la calcite(ill. 84).



Par ailleurs, la température estimée par les géothermomètres Na/K conduisait à unevaleur d’environ 210 °C.

Gimeaux

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

20 50 80 110 140 170 200 230 260 290 320

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o isiteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alciteIS C lino chlo re-14AIS K-fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 84 - Évolution des indices de saturation du fluide de Gimeaux par rapportaux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-

quartz-calcite à 215 °C.



Avec une concentration en silice de 171 mg/kgH2O (ill. 73), le quartz est à l’équilibreentre 160 et 200 °C. Tous les aluminosilicates sont sous-saturés dans cette plage detempérature (ill. 85).

L’albite, le K-feldspath et la zoisite se croisent à 200 °C et IS = - 0,59.




-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

50 100 150 200 250 300

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o isiteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alciteIS C lino chlo re-14AIS K-fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 85 - Évolution des indices de saturation du fluide de Bourbon-Lancy par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite.


En imposant une concentration en silice de 171 mg/kgH2O et une concentration enaluminium de 0,32 mg/kgH2O (ill. 73 et 74), l’équilibre thermodynamique est atteint à180 °C pour l’albite, le K-feldspath, la prehnite, le clinochlore-14A, le quartz et la calcite(ill. 86). Une telle température est représentative de celle obtenue avec lesgéothermomètres Na/K et Na-K-Ca.


-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

40 70 100 130 160 190 220 250 280 310

T °C

IS A lbiteIS Laumo ntiteIS P rehniteIS Z o is iteIS WairakiteIS A nhydriteIS C alc iteIS C lino chlo re-14AIS K-fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 86 - Évolution des indices de saturation du fluide de Bourbon-Lancy par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage albite-K-feldspath-

prehnite-clinochlore-14A-quartz-calcite à 180 °C.



6.3.7. Joze

a) Simulations de l’eau analysée avec [Si] calculée à la température duréservoir et [Al] contrainte par l’équilibre avec la kaolinite

Joze fait partie de ces sources ayant été diluées mais également perturbées par desinteractions eau-roche, faussant notamment le calcul des températures pargéothermométrie (le géothermomètre Na/K conduit à des températures aberrantespour cette source).

En calculant la concentration en silice (213 mg/kgH2O ; ill. 73) pour avoir l’équilibreavec le quartz à la température de réservoir (environ 200 °C), déterminée par lesgéothermomètres Na/Li et Na-K-Ca notamment ; et en faisant l’hypothèse que lateneur en aluminium est à l’équilibre avec la kaolinite, on obtient un équilibrethermodynamique entre 190 et 210 °C pour l’assemblage minéralogique illite -anhydrite - quartz - kaolinite - calcite (ill. 87). Les autres phases minérales sont toutessous-saturées.

Joze

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

0 50 100 150 200 250 300

T °C

IS A lbiteIS P rehniteIS Z o isiteIS A nhydriteIS C alciteIS IlliteIS K- fe ldspathIS Kao liniteIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 87 - Évolution des indices de saturation du fluide de Joze par rapport aux minéraux,en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite.

En augmentant la concentration en aluminium, on n’améliore pas la qualité desrésultats. On garde alors les résultats obtenus avec les hypothèses énoncées plushaut, qui conduisent à une plage de température d’équilibres de minéraux en accordavec ceux attendus dans les conditions de cette source.



6.3.8. Vichy - Dôme

a) Simulations de l’eau analysée avec [Si] calculée à la température duréservoir

Bien qu’ayant montré une maturité chimique, la source Dôme a néanmoins étémodélisée avec une estimation de sa concentration en silice (124 mg/kgH2O, ill. 73)pour permettre au quartz d’être à l’équilibre à la température de réservoir d’environ150 °C estimée précédemment. À 155 °C, la muscovite, les montmorillonites -Ca et-Mg, le quartz et la calcite sont à l’équilibre thermodynamique (ill. 88).

Aucune contrainte n’a été mise sur l’aluminium (ill. 74).

Vichy - Dôme

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

50 100 150 200 250 300

T °C

IS A lbiteIS P rehniteIS Z o isiteIS C alciteIS IlliteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M gIS C alcédo ineIS Quartz

Illustration 88 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Dôme par rapport auxminéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage muscovite-

montmorillonites-Ca-Mg-quartz-calcite à 155 °C.

b) Simulations de l’eau analysée avec [Si] calculée à la température duréservoir et [Al] contrainte par l’équilibre avec la kaolinite

Si on effectue une modélisation en imposant le contrôle de la concentration enaluminium par un équilibre avec la kaolinite, seul le quartz reste à l’équilibre à 155 °C,les phases argileuses présentes dans la modélisation précédente, sont sursaturées(ill. 89).On conserve plutôt le résultat précédent, qui est convenable par rapport auxéquilibres minéralogiques espérés dans les conditions d’application des géothermo-mètres estimant la température de réservoir.



Vichy - Dôme

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

50 100 150 200 250 300

T °C

IS A lbiteIS P rehniteIS Z o isiteIS C alciteIS IlliteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M gIS C alcédo ineIS Quartz

Illustration 89 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Dôme par rapport auxminéraux, en fonction de la température avec Al contraint par la kaolinite. Équilibre pour

l’assemblage kaolinite-quartz-calcite à 155 °C.

6.3.9. Vichy - Forage Antoine

a) Simulations de l’eau analysée avec [Si] calculée à la température duréservoir

La température de l’eau thermo-minérale du forage Antoine a été estimée à environ155 °C tout comme celle de Dôme. Avec la concentration en silice en accord aveccette température pour l’équilibre du quartz, aucun autre minéral n’atteint l’équilibrethermodynamique. En contraignant l’aluminium, les résultats ne sont pas meilleurs. Parcontre, des croisements entre minéraux sous-saturés apparaissent à des températuresplus faibles.

On calcule alors la concentration en silice nécessaire (126 mg/kgH2O ; ill. 73) pour quele quartz soit à l’équilibre à 130 °C, même si à cette température cet équilibre pourraitêtre tout aussi vérifié par la calcédoine.

On constate alors que la calcédoine, au même titre que la muscovite, lesmontmorillonites -Ca et -Mg, la calcite et le quartz fait partie des minéraux à l’équilibreà 130 °C (ill. 90).



-2 .0

-1.5

-1.0

-0 .5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

60 100 140 180 220 260 300

T °C

IS A lbiteIS C alciteIS K-fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M gIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 90 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Forage Antoine parrapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage muscovite-

montmorillonites-Ca-Mg-calcédoine-quartz-calcite à 130 °C.

b) Simulations de l’eau analysée avec [Si] calculée à la température duréservoir et [Al] contrainte par l’équilibre avec la kaolinite

On peut ajouter une contrainte sur la concentration de l’aluminium en imposant unéquilibre avec la kaolinite (ill. 91). Les montmorillonites sont toujours à l’équilibre à130 °C ; on perd l’équilibre avec la muscovite en faveur de l’hypothèse d’équilibre surla kaolinite.

L’un dans l’autre ces résultats se valent et sont équivalents en termes d’équilibresminéralogiques pour satisfaire notamment le géothermomètre Na/Li.

L’eau thermo-minérale du forage Antoine a apparemment été très altérée par desréactions de surface.



-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

60 100 140 180 220 260 300

T °C

IS A lbiteIS C alciteIS K- fe ldspathIS M usco viteIS Kao liniteIS M o ntmo r-C aIS M o ntmo r-M gIS C alcédo ineIS SiO2 (am)IS Quartz

Illustration 91 - Évolution des indices de saturation du fluide de Vichy-Forage Antoine parrapport aux minéraux, en fonction de la température. Équilibre pour l’assemblage kaolinite-

montmorillonites-Ca-Mg-calcédoine-quartz-calcite à 130 °C.

6.3.10. Conclusions

Les plages de températures des fluides re-échantillonnés, calculées pargéothermométrie, sont en accord avec celles obtenues lors de notre précédente étude(Serra et al., 2003) et sont synthétisées dans l'illustration 92.

Source Géothermomètres → T° calculéesMontpensier Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², F*K, Sr/K² → ≈ 175 °CRoyat - Eugénie Na/K, Na-K-Ca, Na/Li, Sr/K² → ≈ 230 °CSaint-Myon Na/K, Na/Li, Ca/K² → ≈ 190 °CChâtelGuyon - Carnot, Louise Na/K, Na/Li → ≈ 200 – 220 °CGimeaux Na/K, Na/Li → ≈ 200 – 230 °CBourbon-Lancy - Marquise Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², Mg/Li, F*K → ≈ 170 - 190 °CJoze Na-K-Ca, Ca/K², Na/Li → ≈ 220 °CVichy - Dôme, Forage Antoine Na/Li → ≈ 150 - 160 °C

Illustration 92 - Plages de températures des fluides re-échantillonnés, calculées pargéothermométrie.

Afin d’affiner notre compréhension du comportement de ces fluides en profondeur etd’estimer des températures plus précises dans certains cas, nous avons procédé à desmodélisations de la spéciation des fluides et des équilibres thermodynamiques desphases minérales, à l’aide du code de calculs géochimiques PhreeqC V 2.8 (Parkhurstet Appelo, 1999).



Dans un premier temps, nous avons modélisé le réchauffement des fluides « telsquels », sans chercher à reconstituer leur composition profonde vu qu’il n’y a pas dedégazage pour la majeure partie de ces fluides. La seule hypothèse cependantnécessaire à appliquer concerne le pH qui est thermo-dépendant dans tous les cas.Celui-ci a été déclaré contraint par l’équilibre avec la calcite.

Ces simulations ont montré que les fluides avaient subi des modifications par rapport àleur état en profondeur. En effet, les plages de températures d’équilibres thermo-namiques des minéraux sont très larges ; de plus, les températures obtenues sontfaibles par rapport à celles calculées par géothermométrie. Les minéraux supposésexister dans le cas, par exemple, du formalisme du géothermomètre Na/K (albite etfeldspath potassique) sont toujours très sous-saturés, mettant en évidence un déficiten silice et en aluminium des fluides simulés. Ces fluides ont subi majoritairement desphénomènes de dilution.

Nous avons alors procédé, pour la faisabilité d’une seconde étape de modélisations, àla reconstruction des compositions chimiques profondes de ces fluides en cherchant àestimer les teneurs en silice et en aluminium :

- ayant une estimation des températures profondes obtenues par géothermométrie,nous avons calculé la concentration en silice nécessaire pour que celle-ci satisfassel’équilibre avec le quartz à ces températures ; le rapport de ces teneurs par cellesmesurées a conduit aux facteurs de dilution de ces fluides (ill. 73). Lesconcentrations de toutes les espèces chimiques ont été multipliées par ces facteurs(en moyenne concentration de 2,38) ;

- la teneur en aluminium a été supposée à l’équilibre avec la kaolinite pendant tout leréchauffement du fluide modélisé ; quand les résultats de simulation nesatisfaisaient pas cet équilibre, la concentration en aluminium était calculée paritérations pour satisfaire aux équilibres attendus aux températures de réservoir. Trèssouvent, l’hypothèse de l’équilibre entre la kaolinite et l’aluminium conduisait à desplages de températures plus qu’à une température d’équilibre bien définie. De plus,les minéraux attendus pour les températures d’équilibre (albite et K-feldspath dansle cas du géothermomètre Na/K) étaient sous-saturés car l’aluminium était endéficit.

Nous avons alors choisi de lever cette contrainte sur la concentration de l’aluminium etde l’estimer plutôt par itérations afin de trouver celles pour lesquelles les équilibres seréalisaient aux températures escomptées. Ceci a conduit à obtenir des concentrationsen aluminium de l’ordre du dixième de mg/kgH2O (ill. 74). Les températures obtenuessont données en illustration 93.

Les fluides dont la température est supérieure à 200 °C et pouvant être intéressantsdans un but de prospection géothermique sont ceux des sources de Royat (230 °C),Châtel-Guyon (210 °C) et Gimeaux (215 °C).



Source T° estimées par modélisationsMontpensier 175 °CRoyat - Eugénie 230 °CSaint-Myon 190 °CChâtelGuyon - Carnot, Louise 210 °CGimeaux 215 °CBourbon-Lancy - Marquise 180°CJoze ≈ 190 – 210 °CVichy - Dôme ≈ 155 °CVichy - Forage Antoine ≈ 130 °C

Illustration 93 - Modélisations des températures à l’équilibre en profondeur des fluides ré-échantillonnés. Si ≈ Siprof ; Al obtenu par itérations.



7. Discussion

7.1. ISOTOPES ET ENVIRONNEMENT GÉOLOGIQUE DU MASSIFCENTRAL

Les granites et gneiss du Massif central sont assez bien caractérisés en regard dessystématiques isotopiques du Sr et du Nd (Pin et Duthou, 1990 ; Williamson et al.,1996 ; Downes et Duthou, 1988 ; Duthou et al., 1984 ; 1998 ; Briand et al., 2002). Cescaractérisations permettent de définir un champ de variation pour ces types de roches(ill. 97). La gamme de variation du δ11B des granites a été définie d’après les études deSmith et Yardley (1996) et Barth (2000).

Pour les roches volcaniques, Chauvel (1982), Chauvel et Jahn (1984), Downes (1984),Briot (1990), Briot et al. (1991) et Pin et Paquette (2002) ont caractérisé denombreuses coulées dans le Massif central pour les systématiques Sr et Ndpermettant de définir un champ de variation pour ces types de roches dans l'illustration97. La gamme de variation du δ11B des basaltes a été définie d’après Ishikawa etNakamura (1992), Gurenko et Chaussidon (1997) et Tonarini et al. (2001, 2004).

Les dépôts sédimentaires en Limagne ont été peu étudiés du point de vue dessystématiques Sr et Nd. L’étude des rapports isotopiques du Sr de niveaux carbonatésdu bassin de Clermont (Briot et Poidevin, 1998 ; Briot et al., 2001) montrent au coursdu temps une diminution régulière, entre 0,7147 et 0,7115. L'évolution de la géologiedu bassin versant peut expliquer la baisse progressive de ces rapports isotopiques. Lacomparaison avec les données paléontologiques disponibles plaide en faveur del'influence d'eaux marines plutôt qu’une influence du volcanisme synsédimentaire, oude la remobilisation d'évaporites. Les dépôt d’anhydrites varient, eux, entre 0,71413 et0,71442 (Briot et al., 2001). Aucune donnée sur les isotopes du Nd, du B et du Li n’estdisponible sur ces dépôts sédimentaires dans la bibliographie.

Les métasédiments hercyniens, étudiés par Pin (1989), donnent un intervalle pour lesrapports 87Sr/86Sr entre 0,718 et 0,732 et entre 0,5118 et 0,51221 pour les rapports143Nd/144Nd. Cet ensemble est représenté sur l'illustration 97. Aucune donnée sur lesisotopes du B et du Li n’est disponible sur ces dépôts sédimentaires dans labibliographie.

Les dépôts salifères en Limagne (anhydrite et gypse) n’ont été caractérisés que pour lasystématique du strontium. Les rapports 87Sr/86Sr des anhydrites du forage de StBeauzire s’échelonnent entre 0,71321 et 0,71442 (Briot et al., 2001 ; Poidevin,communication personnelle). Aucune donnée sur les isotopes du Nd, du B et du Lin’est disponible sur ces dépôts salifères dans la bibliographie.

Au cours de cette étude, différentes roches de la zone de la Limagne, représentativesdes zones réservoirs, ont été analysées. Ces roches ont été prélevées (Dagallier,2004) suite à l’interprétation de la géologie à partir des forages en Limagne d’Allier et



de Loire (Genter et al., 2003). En Limagne d’Allier, ces sondages recoupent tout lebassin depuis les formations du Quaternaire jusqu’au socle paléozoïque. Pour lesforages avec informations géologiques, une réinterprétation complète de la lithologie aété réalisée en termes de stratigraphie séquentielle. Ce type d’analyse permetd’individualiser des zones à lithologie variée (sables, argiles sableuses, carbonates,évaporites) dont la composition et la texture confèrent au milieu géologique despropriétés pétrophysiques (porosité) ayant un intérêt potentiel en terme de réservoirgéothermique (perméabilité). L’étude de la Limagne d’Allier a montré que la successiondes faciès s’ordonne en cinq séquences lithostratigraphiques. Les sommets deséquence sont codés spécifiquement (S1 à S5) ainsi que le toît du socle (S0).Chacune de ces séquences développe de la base vers le sommet : un terme détritiquesableux et sablo-argileux bariolé ou vert, un terme intermédiaire mixte sablo-argileux etcarbonaté, puis un terme sommital carbonaté, parfois évaporitique. Une base dedonnées sur les forages a donc été construite et codifiée selon l’organisation deslithofaciès retenus. L'Illustration 94 synthétise ces différentes séquences à l’échelle dela Limagne (d’après Genter et al., 2003 ; Wattinne, 2004).

Illustration 94 - Stratigraphie séquentielle en Limagne(d’après Genter et al., 2003 et Wattinne, 2004).



L'illustration 95 synthétise les différents échantillons de roches prélevés et analysés enregard des systématiques Sr, Nd et Li. Pour les arkoses des séries S2 et S3 (n = 4),les rapports 87Sr/86Sr varient entre 0,71641 et 0,72799 et les rapports 143Nd/144Nd entre0.512146 et 0.512184. Pour les marnes et calcaires des séries S3 et S4 (n = 2), lesrapports 87Sr/86Sr sont de 0,71319 et 0,71375,tandis que les rapports 143Nd/144Nd sontde 0,512216 et 0,512178. Un échantillon de calcaire de la série S2 donne un rapport87Sr/86Sr de 0,71543 et un rapport 143Nd/144Nd de 0,512167.

N° Lieu Type de roche Formation1 Royat Arkose S3 DET4 Cournon Marnes et Calcaires S46 Ste Marguerite Marnes et Calcaires S38 Longues Arkose S3 DET9 Billom Arkose S2 DET10 Château de Ravel Arkose S3 DET12 Couzes, Sainloret Calcaire S213 St Floret Granite SOCL

Ap 101 K29 Aigueperse Granite SOCLAp 101 CR20 Aigueperse Marne S2Ap 101 CR21 Aigueperse Grès S2

Illustration 95 - Synthèse des différentes roches représentant les termes de stratigraphieséquentielle en Limagne

Profondeur Description Classification179 m Marnes vertes et calcaires S4

322,5 m Marnes et schistes S3498 m Marnes, schistes et calcaires S2

591,5 m Marnes et sables verts S2MIXT786,5 m sables verts S2DET836 m Marnes et sables S1MIXT931 m Sables et conglomérats S1DET

Granite SOCL

Illustration 96 - Description et interprétation du forage Aigueperse-101 (Dagallier, 2004).Les zones grisées correspondent aux points de prélèvements des échantillons de roches.

Enfin,un sondage réalisé à Aigueperse (Genter et al., 2003 ; Dagallier, 2004 ; ill. 96) apermis d’échantillonner et d’analyser un granite (87Sr/86Sr de 0,718936 et 143Nd/144Ndde 0,512252), une marne (87Sr/86Sr de 0,728377 et 143Nd/144Nd de 0,512147) et un grès(87Sr/86Sr de 0,717494 et 143Nd/144Nd de 0,51218), ces deux derniers appartenant à lasérie S2.

L'illustration 97 résume, dans un diagramme 87Sr/86Sr en fonction de 143Nd/144Nd, lesdifférentes roches potentiellement réservoir analysés durant cette étude. Par rapportaux rapports isotopiques Sr et Nd, deux grands groupes de points se distinguent maissans lien direct avec les séquences lithostratigraphiques. Pour des rapports143Nd/144Ndinférieurs à 0,51216, les rapports 87Sr/86Sr du premier groupe sont compris entre 0,725et 0,729. Pour des rapports 143Nd/144Nd compris entre 0,51216 et 0,51218, les rapports87Sr/86Sr du second groupe de points se situent entre 0,713 et 0,718. À l’intérieur de cegroupe de points, la série lithostratigraphique de type S2 (S2 et S2DET) montre de



plus faibles variations des rapports 87Sr/86Sr que la série de type S3 (S3 et S3DET).Par rapport au type de roche, les calcaires et marno-calcaires montrent les plus basrapports 87Sr/86Sr. Les arkoses montrent des rapports 87Sr/86Sr qui s’étendent tout lelong de la gamme observée, ce qui est lié à la nature des minéraux formant ces typesde roches. Plus les minéraux ont un rapport Rb/Sr élevé, plus les rapports 87Sr/86Srsont élevés. Une telle variation traduit la disparité de ce type de dépôt.

0.712 0.716 0.72 0.724 0.728 0.7320.714 0.718 0.722 0.726 0.73

87Sr/86Sr

0.51212

0.51216

0.51220

0.51224

0.51228

0.51214

0.51218

0.51222

0.51226

143 N

d/14

4 Nd

roches

roches Aigueperse

S3DET

S4

S3 S3DET

S2DET

S3DET

S2DET

SOCL

S2

S2Arkose

Marnes et Calcaires

Marnes et Calcaires

Arkose

ArkoseArkose

Calcaire

Granite

Marne

Grès

Illustration 97 - Rapports 87Sr/86Sr et rapports 143Nd/144Nd des différentes types de roches de la zone de la Limagne.

Le forage Aigueperse101, localisé proche de la zone de Montpensier, a permisd’échantillonner granite, marne et grès. La zone de prélèvement est illustrée en grisédans l'illustration 96. Les échantillons de marne et de grès sont positionnésrespectivement dans le premier et le deuxième groupe ; là encore, la nature desminéraux formant ces dépôts est à l’origine des variations des signatures isotopiques.Par rapport aux métasédiments analysés par Pin (1989), seuls les points du premiergroupe sont en accord, ceux du second groupe montrent des rapports 87Sr/86Sr plusbas.

Il n’existe malheureusement que très peu de données dans la littérature en ce quiconcerne les compositions isotopiques en lithium des roches de la croûte terrestre. Cen’est que très récemment que Teng et al., 2004 ont reporté pour la première fois lesteneurs et les compositions isotopiques de différents types de roches (shales, loess et



granites) dans le but d’estimer la composition isotopique du lithium de la croûtecontinentale supérieure. Les granites présentent donc des compositions isotopiques enlithium comprises entre - 2 et + 2 ‰. Et les basaltes (de type MORB, OIB et basaltesd’arc) ont des compositions isotopiques en lithium qui varient de + 2 à + 6 ‰.

Face au peu de données disponibles dans la littérature et afin de pouvoir recadrer lesanalyses en lithium des eaux thermo-minérales dans le contexte de la Limagne, ont étémesurées la teneur et la composition isotopique du lithium d’une dizaine de rochesdont on pense qu’elles sont représentatives du ou des réservoirs sources. Il s’agit deséchantillons listés dans l'illustration 95, comprenant des roches sédimentaires du typearkose, marnes, grès ou encore calcaires, mais également deux granites (Saint-Floretet Aigueperse).

L'illustration 98 représente la composition isotopique du lithium (δ7Li en ‰) en fonctionde la teneur en lithium de la roche. Les concentrations en lithium de ces roches varientd’un ordre de grandeur (de 20 à 225 µg/g) et les compositions isotopiques sontcomprises entre - 7,0 et + 9,8 ‰. Dans le détail, on peut observer deux choses :

- pour la majorité des roches (granites, grès, marnes, marnes et calcaire, et calcaire àstriatelles), plus la teneur en lithium de la roche est importante et plus lacomposition isotopique en lithium est basse. Pour ces roches, la teneur en Li varieentre 20 et 225 µg/g et la composition isotopique est comprise entre - 2 et - 7 ‰ ;

- pour les arkoses, les teneurs en lithium sont très homogènes (75-90 µg/g) alors queles compositions varient sur plus de huit unités delta (de 1,9 à 9,8 ‰). Les arkosesapparaissent donc très nettement en dehors de la tendance définie par les autresroches dans l'illustration 98.

Si l’on compare maintenant les signatures isotopiques en lithium des eaux thermo-minérales avec celles des roches, on observe que les eaux possèdent des composi-tions isotopiques en lithium homogènes et toujours positives (de + 2,5 à + 6,9 ‰), alorsque celles des roches sont davantage hétérogènes (- 7,0 à + 9,8 ‰). De plus, àl’exception des arkoses, les roches ont des compositions isotopiques qui sontsystématiquement plus basses que celles des eaux.

Ce résultat est en parfait accord avec le fractionnement isotopique au cours duprocessus d’interaction eau/roche, où l’isotope lourd (7Li) est préférentiellement mis ensolution par rapport à la roche réservoir.

À ce stade, il nous est impossible d’identifier clairement les roches réservoirs à partirdes compositions isotopiques du lithium des eaux. Compte tenu du processus defractionnement lors de l’interaction eau/roche, on peut toutefois conclure que lesarkoses ne représentent certainement pas le réservoir principal, les compositionsisotopiques de ces roches couvrant la même gamme de variation que les eaux. Alorsque les autres types de roches (granites, grès, marnes, marnes et calcaires), peuventêtre des réservoirs potentiels pour le lithium des eaux thermo-minérales.

Afin de pouvoir identifier plus clairement les roches réservoirs et préciser le mécanismede fractionnement qui affecte les isotopes du lithium, une approche multi-isotopique en



couplant les isotopes du lithium avec d’autres outils isotopiques (Sr, Nd) qui ne sontpas soumis au fractionnement de masse lors du processus d’interaction eau/roche aété réalisée.

0 50 100 150 200 25025 75 125 175 225

Li (µg g-1)

-8.00

-4.00

0.00

4.00

8.00

12.00

-6

-2

2

6

10

δ7 Li

roches

roches Aigueperse

Arkose

Marnes et Calcaires

Marnes et Calcaires

Arkose

Arkose

Arkose

Calcaire

Granite

Granite

Marne

Grès

Illustration 98 - Rapports δ7Li et teneurs en Li des différentes types de roches de la zonede la Limagne.

7.2. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LOURDS, NON SOUMIS AUFRACTIONNEMENT, DANS UNE APPROCHE DE RÉSERVOIR.

Les rapports isotopiques du strontium 87Sr/86Sr et du néodyme 143Nd/144Nd sontconsidérés comme le reflet des caractéristiques isotopiques (i.e. des signatures) deslithologies drainées (Goldstein et Jacobsen, 1987). Ces systématiques ne sontsoumises à aucun fractionnement physique, chimique ou biologique et sont représen-tatives, dans les eaux, des zones sources des éléments Sr et Nd. Ces auteurs ontmontré que les grands fleuves mondiaux sont liés par une corrélation inverse entre lesrapports 87Sr/86Sr et143Nd/144Nd et les lithologies drainées.

L'illustration 99 synthétise l’ensemble des données des eaux thermo-minérales (Serraet al., 2003 ; cette étude), ainsi que celles des roches de la zone (voir bibliographie etcette étude). Seule les séries salifères ne peuvent être caractérisées pour les isotopes



du néodyme. La corrélation inverse argumentée par Goldstein et Jacobsen (1987) seretrouve globalement dans les eaux thermo-minérales de la zone d’étude.

0.705 0.71 0.715 0.72 0.725 0.730.7075 0.7125 0.7175 0.7225 0.7275

87Sr/86Sr

0.51200

0.51220

0.51240

0.51260

0.51280

0.5121

0.5123

0.5125

0.5127

0.5129

143 N

d/14

4 Nd

Chaudes AiguesCézallierMargerideSte MargueriteAigueperse

roches

roches Aigueperse

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme

Vichy - Forage AntoineBourbon Lancy - Marquise

ArkoseMarnes et Calcaires

Marnes et Calcaires Arkose Arkose

ArkoseCalcaire

Granite

Marne

Grès

β 0.5125 - 0.512990.703 - 0.705

γ0.5120 - 0.51250.7125 - > 1.5

SED0.5118 - 0.512210.718 - 0.732

dépôts salifères0.71321 - 0.71442

??

Illustration 99 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction des rapports 143Nd/144Nd desdifférents types de roches de la zone de la Limagne, des eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la

faille d’Aigueperse.

L’ensemble des eaux thermo-minérales se positionne dans le champ des granites, àl’exception des eaux de Châtel-Guyon et Royat. Il y a également convergence dessignatures isotopiques pour les rapports 87Sr/86Sr entre les eaux thermo-minérales etles roches du second groupe, mais par contre, il y a divergence pour lesrapports143Nd/144Nd. Si l’on considère l’environnement géologique des sources, onarrive à la classification suivante :

- La composition des sources Montpensier, Gimeaux sont directement liées aveccelles des roches de socle. Dans l'illustration 99, Montpensier et Gimeaux se situentavec les plus bas rapports 87Sr/86Sr des eaux thermo-minérales correspondantesaux eaux interagissant avec les granites. Pour Montpensier, l’interprétation peut êtrepoussée plus loin, car le forage Aigueperse 101 fournit des données directes sur lesroches en contact avec les eaux thermo-minérales. Comparativement aux granites,et grès, l’eau thermo-minérale présente des rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Ndinférieurs. Autant pour le Sr, la signature des eaux par des minéraux de basrapports peut être envisagée, ce n’est pas le cas pour le Nd, car il y a une très forte



ressemblance entre les rapports Nd des roches totales et des eaux en contact avecces roches (Glodstein et Jacobsen, 1987 ; Négrel et al., 2000 ; Négrel et Petelet-Giraud, 2002). Pour Montpensier, le rapport 143Nd/144Nd des marnes est en accordavec celui des eaux, mais ce n’est pas le cas pour le Sr. En conclusion, on ne peutrelier directement les signatures Sr et Nd de l’eau thermo-minérale de Montpensieravec celles des roches environnantes tandis que Gimeaux peut bien correspondre àune interaction profonde eau-granite. Toutefois, la présence de Mg en teneurs plusimportante que dans les autres eaux thermo-minérales laisse à penser à uneinteraction des eaux avec des dépôts sédimentaires.

- La composition des sources Joze, Saint-Myon et Vichy sont liées aux formationssédimentaires continentales Oligocène. L’ensemble de ces eaux thermo-minéralesse situe dans le champ défini pour les granites. Comparée avec les signatures desroches potentiellement réservoir analysées durant cette étude, l’eau thermo-minérale de Vichy-Forage Antoine se positionne avec un rapport 143Nd/144Nd plusbas, pouvant démontrer une influence de type socle. Les eaux thermo-minérales deVichy-Dôme et Saint-Myon montrent des rapports 87Sr/86Sr en accord avec certainsde ceux mesurés sur les roches potentiellement réservoir mais avec des rapports143Nd/144Nd trop élevés. Une influence de dépôts volcaniques, avec des rapports87Sr/86Sr bas et 143Nd/144Nd élevés, et présents dans les séries sédimentaires deLimagne (Genter et al., 2003) peut être mise en avant pour expliquer lescaractéristiques des eaux thermo-minérales. Le rôle pouvant être joué par lesdépôts salifères en Limagne (anhydrite et halite) ne peut être contraint par manquede mesure actuellement des isotopes du Nd sur ces dépôts. Toutefois, lescontraintes amenées par les rapports 87Sr/86Sr (Briot et Poidevin, 1998 ; Briot et al.,2001 ; Poidevin, communication personnelle) positionnent ces dépôts avec desrapports 87Sr/86Sr concordant avec ceux observés sur les eaux thermo-minérales.Seules des mesures des isotopes du Nd sur le roche pourraient amener desexplications définitives.

- La composition des sources Châtel-Guyon, Royat et Bourbon-Lancy sont liées auxdeux types (socle et formations sédimentaires continentales Oligocène). Les troiseaux thermo-minérales se situent en dehors du champ défini pour les granites.L’eau thermo-minérale de Bourbon-Lancy montrant un rapport 143Nd/144Ndbeaucoup plus bas que ceux observés pour les eaux thermo-minérales de Royat etChâtel-Guyon, mais il n’y à pas de mesures connues des isotopes du Nd sur lesocle paléozoïque de la zone de Bourbon-Lancy et donc pas de comparaisonpossible. Le positionnement des eaux thermo-minérales de Royat et Châtel-Guyon,en dehors du champ défini pour les granites, mais également loin des valeursdéfinies pour les roches potentiellement réservoirs peut être en première approcheliée avec une interaction avec des roches volcaniques. De tels dépôts ont été misen évidence dans les 20 premiers mètres sous les émergences de Royat (Bertin etal., 2003) mais pas directement à Châtel-Guyon. L’interaction avec des rochesvolcaniques peut amener une augmentation significative des rapports 143Nd/144Nd,pouvant être accompagnée d’une faible diminution des rapports 87Sr/86Sr commemontré par Négrel et al. (2000) sur les eaux thermo-minérales du Cézallier. Le rôlepouvant être joué par les dépôts salifères en Limagne n’est pas à considérerdirectement pour Royat et Châtel-Guyon car ils n’ont pas été mis en évidence danscette partie de la Limagne (Genter et al., 2003 ; Wattinne, 2004). Toutefois,



l’interaction avec des roches volcaniques doit être considérée dans une vision pluslarge, mettant en avant les autres systématiques isotopiques et les caractéristiqueschimiques. Ainsi la présence de Mg dans les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon est à relier avec une interaction eau-niveau sédimentaire, mais dans ce cas,les rapports 143Nd/144Nd mesurés dans les roches potentiellement réservoir ne sontpas en accord. Une explication serait de considérer un mélange à trois composantsavec granites, roches sédimentaires réservoir et roches volcaniques.

7.3. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LOURDS, NON SOUMIS AUFRACTIONNEMENT, ET DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LÉGERS,POTENTIELLEMENT SOUMIS AU FRACTIONNEMENT, DANS UNEAPPROCHE DE RÉSERVOIR.

Dans cette approche, les isotopes du Sr et du Nd seront comparés avec ceux du B etdu Li. L’illustration 100 montre les relations entre les rapports isotopiques Sr, Nd et B.Sur cette figure sont illustrés les champs de variations des granites, basaltes dont lesgammes des rapports 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd et δ11B ont été définis au § 6.1. Lesmétasédiments Hercyniens, étudiés par Pin (1989), les roches potentiellementréservoirs étudiées dans cette étude et les dépôts salifères en Limagne (anhydrite etgypse) n’ont été positionnés qu’au vu des rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Nd(métasédiments, roches réservoir) et 87Sr/86Sr (dépôts salifères), les δ11B n’étant pasconnus.

Les eaux thermo-minérales de Bourbon-Lancy et Royat se positionnent légèrementsous le champ défini pour les granites, avec des rapports 87Sr/86Sr plus bas et des δ11Btotalement dans la gamme des roches granitiques dans l’illustration 100 (haut). Leseaux thermo-minérales de Saint-Myon, Montpensier, Joze et Vichy se positionnentdans le champ des granites, et ne montrent pas d’influence de dépôts volcaniques. Demême, le rôle potentiel des dépôts salifères ne peut être contraint par manque demesure des δ11B. Les eaux thermo-minérales de Gimeaux et Châtel-Guyon sepositionnent clairement en dehors du champ défini pour les granites et des rochespotentiellement réservoir (pour ces dernières, la contrainte de position n’est donnéeque par le rapport 87Sr/86Sr). Pour expliquer les valeurs élevées du δ11B (> 9 ‰), etmême en l’absence de mesure actuellement, le rôle potentiel des dépôts salifères est àexclure car ils ne peuvent expliquer le rapport 87Sr/86Sr bas. De même, une interactioneau - roches volcaniques est à exclure car elle ne peut expliquer les δ11B observés.

Une explication potentielle serait de considérer des sources multiples de Sr et B pourdéfinir le positionnement des points de Gimeaux et Châtel-Guyon. Ainsi dans le casd’apports provenant de trois sources : granites, roches volcaniques, roches potentiel-lement réservoir et/ou dépôts salifères, les eaux thermo-minérales de Gimeaux etChâtel-Guyon s’expliquent aisément.



-9 -6 -3 0 3 6 9 12 15 18 21 24δ11B

0.706

0.708

0.71

0.712

0.714

0.716

0.718

87Sr

/86Sr


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



-10 -5 0 5 10 15δ11B

0.51180

0.51200

0.51220

0.51240

0.51260

0.51280

0.5119

0.5121

0.5123

0.5125

0.5127

0.5129

143 N

d/14

4 Nd


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme


β 0.5128-0.5129-10 - 0

SaumuresBassin de Parisβ

0.703-0.705-10 - 0

SED0.5118 - 0.51221?? - ??

γ0.5120 - 0.5125-12 - 0

γ0.7125 - > 1.5-12 - 0

SED0.718 - 0.732?? - ??


roch

es ré

serv

oir

grou

pe 2

roch

es ré

serv

oir

grou

pe 2

Illustration 100 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Nd en fonction des δ11B dans lesdifférents types de roches de la zone de la Limagne, des eaux thermo-minérales de Limagne(synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la

faille d’Aigueperse.

Un objectif à venir concerne l’acquisition des données isotopiques du bore sur lesroches réservoirs et les dépôts salifères. Les saumures du Dogger géothermal duBassin de Paris (Mossadik, 1997), indiquées pour mémoire dans ce diagramme,



montrent des caractéristiques (δ11B > 9 ‰) pouvant expliquer les eaux thermo-minérales de Gimeaux et Châtel-Guyon, mais les conditions hydrauliques et l’histoiretectonique de la zone de Limagnes ne permet pas d’envisager une migration de tellessaumures.

Dans l’illustration 100 (bas), d’une manière similaire à la figure précédente, les eauxthermo-minérales de Saint-Myon, Montpensier, Joze et Vichy, auxquelles se rajouteBourbon-Lancy, se positionnent dans le champ des granites, et ne montrent pasd’influence de dépôts volcaniques. L’eau thermo-minérale de Royat se positionneégalement dans le champ des granites, mais en superposition avec celui des rochesvolcaniques, montrant un impact potentiel de ce type de roches sur le rapport 143Nd/144Ndde l’eau en conservant un δ11B dans la gamme des roches volcaniques. Ceci confirmeles premières hypothèses mettant en jeu les systématiques Sr-Nd et Sr-B.

Les eaux thermo-minérales de Gimeaux et Châtel-Guyon se positionnent clairement endehors du champ défini pour les granites et pour Châtel-Guyon en dehors de celui desroches potentiellement réservoir (pour ces dernières, la contrainte de position n’estdonnée que par le rapport 143Nd/144Nd) ; ces eaux se positionnent en dehors deschamps par leur δ11B. Pour ces systématiques B et Nd, il n’est pas possible de replacerles dépôts salifères. À nouveau, une explication potentielle serait de considérer dessources multiples de Nd et B pour définir le positionnement des points de Gimeaux etChâtel-Guyon. Comme envisagé précédemment pour le couplage Sr-B, dans le casd’apports provenant de trois sources : granites, roches volcaniques, rochespotentiellement réservoir et/ou dépôts salifères, la composition des eaux thermo-minérales de Gimeaux et Châtel-Guyon s’explique aisément. À noter la présence deMg en teneurs plus importantes dans ces eaux par rapport aux autres eaux thermo-minérales qui laisse à penser à une interaction des eaux avec des dépôtssédimentaires. Seule l’acquisition de données isotopiques complémentaires (bore etnéodyme) sur les roches réservoirs et les dépôts salifères peut amener à mieux cernerl’origine des eaux de la composition des eaux thermo-minérales de Gimeaux et Châtel-Guyon.

Un dernier point à noter concerne la position des eaux thermo-minérales de laMargeride, également en dehors du champ défini pour les granites avec des δ11B >10 ‰. Dans le ces des eaux de la Margeride, les δ11B peuvent s’expliquer par desinteractions eau - roche, mais les granites ne semblent pas être la source potentielle.Le rôle des petits bassins tertiaires ou bassins margeridiens (Saint-Flour, Le Malzieu,Genter et al., 2003) positionnés entre, d’une part, le volcan du Cantal et, d’autre part, lemassif granitique de la Margeride est à prendre en considération. Ces dépressions detaille variable séparées par des seuils résultent de la réactivation de systèmes defractures tardi-hercyniennes de direction NW-SE au sud et NE-SW au nord. Lasuccession lithologique dans le bassin de Malzieu montre des grès rouges à matricekaolinique qui viennent directement coiffer le socle, témoignant du remaniement, sansdoute précoce, d'anciens paléosols. L'essentiel de la sédimentation terrigène du bassinest cependant constitué par des argiles sableuses bariolées plus récentes, carcontemporaines des dépôts stampiens du bassin de Saint-Flour. Ces derniers peuventatteindre ici des puissances voisines de 100 m.



-8 -4 0 4 8 12δ7Li

0.51200

0.51220

0.51240

0.51260

0.51280

0.5121

0.5123

0.5125

0.5127

0.5129

143 N

d/14

4 Nd


roches

roches Aigueperse

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme


ArkoseMarnes et Calcaires

Marnes et Calcaires ArkoseArkose ArkoseCalcaire

Granite

MarneGrès

-8 -4 0 4 8 12δ7Li

0.70500

0.71000

0.71500

0.72000

0.72500

0.73000

0.7075

0.7125

0.7175

0.7225

0.7275

87Sr

/86Sr


roches

roches Aigueperse

JozeMontpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Arkose

Marnes et CalcairesMarnes et Calcaires

Arkose

Arkose

Arkose

Calcaire

Granite

Marne

Grès

β 0.703 - 0.7052 - 6

β 0.5128-0.51292 - 6

γ0.7125 - > 1.5-2 - +2

γ0.5120 - 0.5125-2 - +2


Illustration 101 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr et des rapports 143Nd/144Nd en fonction desδ7Li dans les différents types de roches de la zone de la Limagne, des eaux thermo-minérales

de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003 et cette étude) et des eaux thermo-minéralesprélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.



Ces niveaux renferment, comme dans le bassin de Saint-Flour, des éléments arrachésau socle et un mélange de kaolinite et de montmorillonite. Sur la bordure occidentaledu bassin (Saint-Léger-du-Malzieu), les dépôts s'amincissent fortement (quelquesmètres seulement), passant à des argiles vertes, à lentilles calcaires, qui sontrapportées au Sannoisien. La caractérisation du système Margeride en soi devraitamener plus de contraintes sur l’origine des δ11B observés dans les eaux thermo-minérales de la Margeride.

Dans l‘illustration 101, les compositions isotopiques du strontium et du néodyme sontreportées en fonction des rapports isotopiques du lithium, à la fois pour les eauxthermo-minérales et les roches. Cette représentation permet de confronter destraceurs isotopiques qui ne sont pas soumis au fractionnement lors du processusd’interaction eau/roche (Sr et Nd) avec les isotopes du lithium. Les différents champspour les granites, les basaltes et les dépôts salifères ont été décrits précédemmentpour les rapports 87Sr/86Sr et 143Nd/144Nd. Les valeurs en lithium pour les granites et lesbasaltes sont celles tirées de l’article de Teng et al. (2004).

Les compositions isotopiques en Sr et en Nd des eaux sont des traceurs de source, ence sens que la composition isotopique d’une eau thermo-minérale est le reflet de lacomposition isotopique de la roche ayant interagi. Les signatures isotopiques du lithiumdes eaux, intègrent quant à elles, deux composantes. La première composantecorrespond à la signature du réservoir rocheux. La seconde composante correspondau fractionnement se produisant lors du processus d’interaction à partir de la valeur dela roche. Ces deux effets sont intégrés dans la signature isotopique de l’eau et il estdifficile de discerner la part de l’un par rapport à l’autre.

Quoiqu’il en soit, la lecture de l’illustration 101 doit se faire en prenant en compte queles signatures isotopiques en Sr et Nd des eaux sont identiques à celles des rochesréservoirs alors que pour le lithium, les eaux auront une signature isotopique plusélevée (enrichie en 7Li) par rapport à la roche réservoir du fait du fractionnementisotopique lors de l’interaction.

Ainsi, en confrontant les isotopes du Sr et du Nd avec les isotopes du Li, il apparaîtque :

- les eaux du Cézallier reflètent davantage une interaction avec une roche mère detype granitique ;

- les eaux d’Aigueperse intègrent une composante issue de l’interaction desbasaltes ;

- même si les dépôts salifères ne peuvent pas être représentés dans l’illustration 101en l’absence de données pour les isotopes du Li et du Nd, il semble peu probableque la contribution de ce réservoir soit majoritaire ;

- la contribution des roches sédimentaires telles que les marnes, les grès ou lescalcaires ne peut être quantifiée à l’échelle de l’ensemble du bassin de la Limagne.

En conclusion, les isotopes du lithium ne peuvent être davantage discriminants à cestade tant l’effet de la lithologie est peu contraint. La meilleure approche serait de



réduire la zone d’étude en connaissant parfaitement le ou les réservoirs rocheux pourensuite pouvoir discuter de l’amplitude du fractionnement lors du processusd’interaction eau/roche et des paramètres de contrôle.

7.4. APPORT DES ISOTOPES D’ÉLÉMENTS LÉGERS, POTENTIELLEMENTSOUMIS AU FRACTIONNEMENT, DANS UNE APPROCHE DERÉSERVOIR.

Dans l’illustration 102, les compositions isotopiques du bore sont reportées en fonctiondes rapports isotopiques du lithium pour les eaux thermo-minérales du Cézallier, de laMargeride et d’Aigueperse. Les différents champs pour les granites et les basaltes sontégalement reportés dans cette figure. De plus, la gamme de variation isotopique enlithium des roches réservoirs est matérialisée en dessous de l’axe des abscisses (lesmesures isotopiques en B sur ces échantillons n’ayant pas été réalisées).

Les deux systèmes isotopiques B et Li sont potentiellement soumis auxfractionnements isotopiques lors du processus d’interaction eau/roche, il est doncintéressant de coupler ces deux systématiques isotopiques.

2 4 6 8δ7Li

-10.00

-5.00

0.00

5.00

10.00

15.00

-7.5

-2.5

2.5

7.5

12.5

δ11B


Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



β 2 - 6-10 - 0

γ-2 - +2-12 - 0

roches réservoir(arkoses)

0 2 4 6 8 10δ7Li

Illustration 102 - Compositions isotopiques du bore en fonction de celles du lithium dans leseaux thermo-minérales du Cézallier, de la Margeride et d’Aigueperse.



Au premier ordre, on s’aperçoit qu’il existe deux groupes de points. La discriminationentre ces deux groupes résulte uniquement des variations de compositions isotopiquesdu bore. En effet, les eaux de Gimeaux, Châtel-Guyon (Carnot et Louise) et les eauxde la Margeride présentent des compositions isotopiques en bore systématiquementplus élevées que le reste des eaux thermo-minérales. D’autre part, il a été montré dansla partie 6.2., sur la base des systèmes isotopiques B-Sr-Nd, qu’il existaitprobablement une différence d’origine entre d’une part Gimeaux et Châtel-Guyon etd’autre part les sources de la Margeride. L’observation qui est faite ici (ill. 102) montreque ces eaux sont relativement homogènes en couplant les systématiques isotopiquesB-Li, mais restent toutefois très différentes par rapport aux autres eaux thermo-minérales.

D’autre part, le second groupe (qui représente la grande majorité des eaux) estrelativement proche du champ défini par les basaltes et les granites, même si certaineseaux possèdent des compositions isotopiques B-Li légèrement supérieures.

Enfin, il est intéressant de noter que pour l’ensemble des eaux, les valeurs isotopiquesB et Li sont globalement corrélées. En effet, les plus hautes valeurs de δ7Licorrespondent aux plus hautes valeurs de δ11B et inversement. Cela reste vrai pour lesdeux groupes de points.

L’illustration 103 synthétise les données des isotopes du soufre δ34S (SO4) et du boreδ11B. Le fait majeur de cette figure est la dispersion des points pour les eaux thermo-minérales de la Margeride et de Châtel-Guyon.

La réduction de sulfates est le processus majeur pour expliquer à la fois les faiblesteneurs en SO4 des eaux de la Margeride et les fortes valeurs du δ34S (SO4), tandisqu’un mélange de sulfates, issus de l’oxydation de sulfures avec des sulfates d’originesédimentaires, est le processus susceptible d’expliquer la composition isotopique deseaux thermo-minérales les plus riches en sulfates de Châtel-Guyon. Enfin, la plupartdes eaux du Massif central montrent des valeurs isotopiques S et O des sulfates enaccord avec le processus d’oxydation de sulfures.

Les δ11B de ces deux ensembles d’eaux thermo-minérales Margeride et Châtel-Guyonsont proches et supérieurs à 10 ‰. Ces valeurs plaident en faveur d’une origine dubore en liaison avec des interactions avec des roches sédimentaires. Toutefois,l’incertitude amenée par les rapports Cl/B, trop faibles pour la Margeride ne permet pasde conclure positivement en faveur de cette origine sédimentaire.

Si l’origine sédimentaire semble être confortée pour les eaux thermo-minérales deChâtel-Guyon, en prenant en compte les autres traceurs isotopiques, elle ne l’est pasencore pour la Margeride. Dans ce dernier cas, la variabilité du δ34S (SO4) ne peut allerdans le sens d’une origine sédimentaire car la réduction des sulfates qui explique lesfortes valeurs du δ34S (SO4) doit se faire avec un δ11B déjà élevé et des δ18O (SO4)compatibles avec une origine sédimentaire, ce qui n’est pas le cas puisque ces δ18O(SO4) sont typiques des environnements de socle.



-9 -6 -3 0 3 6 9 12 15 18δ11B

0

10

20

30

40

50

δ34S (

SO4) ‰

MargerideSte MargueriteAigueperse

Joze

MontpensierRoyat - Eugénie St Myon




Cézallier

Illustration 103 - Diagramme des δ34S (SO4) en fonction des δ11B dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées

dans la zone de la faille d’Aigueperse.

7.5. TRACAGES ISOTOPIQUES ET TEMPÉRATURES PROFONDES

Les températures profondes calculées pour les différentes eaux thermo-minéralesmontrent une gamme de température variant entre 150 - 160 °C à Vichy jusqu’à 220 -230 °C à Royat, Gimeaux et Châtel-Guyon (voir § 6).

La synthèse de Serra et al. (2003) montre que les températures profondes pour leseaux thermo-minérales du Cézallier sont de 120 °C pour le Cézallier sud-ouest, 200 °Cpour le Cézallier nord, 210 à 215 °C pour le Cézallier centre et sud. Les températurescalculées pour les eaux de la Margeride mettent en relief des phénomènes d’altérationde surface. Ainsi, deux groupes de températures ont été identifiés, un groupe reflétantles conditions de réservoir (températures s’échelonnent entre 220 et 250 °C) et l’autrecelui des processus d’altération (températures s’échelonnent entre 100 et 160 °C). Enconclusion, les températures profondes estimées pour les eaux de la Margerides’échelonnent entre 180 et 210 °C. Pour l’ensemble de ces eaux thermo-minérales, lessystématiques isotopiques Sr, Nd, B et Li sont disponibles (voir ci dessus) et sontprésentées dans les figures suivantes en fonction des températures profondesdonnées par les géothermomètres (voir ill. 93). Le paramètre représentant les



températures profondes est moins contraint par rapport à la précision des analysesisotopiques, ce qui à la base suppose peu de vision de linéarité entre ces deuxparamètres.

L’illustration 104 montre les relations entre les températures profondes et les isotopesdu strontium. Dans la discussion précédente, le Sr et le rapport isotopique 87Sr/86Sr ontmontré leur précision comme traceur des sources des eaux thermo-minérales (e.g. desinteractions eau-roche). Sur l’illustration 104, on note l’absence de tendance globalelinéaire entre les paramètres température et rapport isotopique. Deux évolutions sonttoutefois remarquables. La première tendance est verticale et est liée à un effetlithologique. Entre les valeurs de 200 à 230 °C pour la température profonde dans leréservoir, les rapports 87Sr/86Sr des eaux thermo-minérales varient entre les valeurstypiques d’interaction eau-roche de socle (> 0,715) et des valeurs plus basses, plusproches de celles observées dans les zones sédimentaires (> 0,711). La secondetendance est horizontale et correspond à la déviation des géothermomètres due à deseaux plus superficielles dans les réservoirs et la dilution induit des températurescalculées pour le réservoir profond plus faibles. Ceci est très bien illustré pour les eauxthermo-minérales issues des zones de socle.

120 160 200 240140 180 220

Température calculée par géothermomètre (°C)

0.71000

0.71200

0.71400

0.71600

0.71800

0.711

0.713

0.715

0.717

87Sr

/86Sr

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux



Fontaine Haut MAZELFontaines basses n°1

Ranc 1Ranc 2

MargerideAigueperseCézallier

Le Bard Maçonnerie

StHérent Rivière Chassole Ste Marguerite

Chantejail

Pyronnée Captage

Sédimentaire

Socle

Illustration 104 - Diagramme des rapports 87Sr/86Sr en fonction des températures profondesdonnées par les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de

Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la failled’Aigueperse.

Toutefois, ce schéma de principe ne peut se contenter d’une systématique isotopique.Ainsi, sur l’illustration 104, les eaux thermo-minérales de Châtel-Guyon et de Bourbon-Lancy ne semblent décalées que par un effet sur le géothermomètre tandis que sur



l’illustration 105 qui montre les relations entre les températures profondes et lesisotopes du bore, ces deux eaux thermo-minérales ont des δ11B très différents. Lesvaleurs des δ11B de Châtel-Guyon sont dans le domaine des eaux drainant des zonessédimentaires tandis que celui de Bourbon-Lancy est dans le domaine des eauxdrainant des zones de socle. D’une manière générale, on observe sur ce diagramme lemême mode de fonctionnement que pour celui mettant en avant les isotopes dustrontium. On y retrouve l’effet de dilution jouant sur les températures profondes,comme par exemple pour les eaux thermo-minérales de la Margeride, mais avecun δ11B typique domaine des eaux drainant des zones sédimentaires.

Socle

Sédimentaire

120 160 200 240140 180 220


-10.00

-5.00

0.00

5.00

10.00

15.00

-7.5

-2.5

2.5

7.5

12.5

δ11B Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Fontaine Haut MAZEL

Fontaines basses n°1

Ranc 1

MargerideAigueperseCézallier Le Bard Maçonnerie

StHérent Rivière

Chassole Ste Marguerite

ChantejailPyronnée Captage

Illustration 105 - Diagramme des δ11B en fonction des températures profondes données par lesgéothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003)

et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.

Il ressort de ces deux diagrammes un effet lithologique sur les signatures isotopiquesque l’on peut catégoriser par gamme de température des réservoirs profonds. Ainsi,pour des températures profondes supérieures à 200 °C, on peut identifier les réservoirsmajoritairement de socle et ceux sûrement en zone sédimentaire. Comme lesprincipaux réservoirs intéressants pour les objectifs géothermiques en Limagne sont, apriori, situés dans des formations détritiques arkosiques situées en profondeur, enbordure de bassin, en relation avec les failles (type de la faille d'Aigueperse) quiaffectent le socle cristallin et permettent les remontées d'eaux chaudes, cette



segmentation par les températures profondes et les lithologies est un outil de choix deszones pouvant être exploitées pour la géothermie.

L’utilisation des isotopes du néodyme dans le même type de diagramme (ill. 106) estpour le moment plus délicate car une dispersion plus marquée des points est visible.Ainsi, Châtel-Guyon et Royat, peu séparées par les isotopes du strontium et trèsséparées par ceux du bore, sont à nouveau peu séparées par les isotopes dunéodyme. Pour Bourbon-Lancy, les isotopes du B et du Nd présentent descaractéristiques de type socle, alors que le Sr plaide en faveur d’une originesédimentaire. Pour Vichy, les isotopes du strontium montrent des valeurs proches pourles deux eaux étudiées, ceci est également vrai pour ceux du bore tandis que lesisotopes du néodyme dispersent beaucoup les deux sources. Une dispersionimportante est également observée dans les eaux thermo-minérales du Cézallier avecles isotopes du néodyme ; moindre avec ceux du bore et encore plus faible avec ceuxdu strontium. Ceci met en exergue la nécessité d’application conjointe des différentessystématiques isotopiques pour caractériser les réservoirs géothermaux.

120 160 200 240140 180 220


0.512

0.512

0.512

0.513

0.5119

0.5121

0.5123

0.5125

143 N

d/14

4 Nd

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme



Fontaine Haut MAZEL


Ranc 1


Le Bard Maçonnerie

StHérent Rivière

Chassole Ste Marguerite

ChantejailPyronnée Captage

Illustration 106 - Diagramme des rapports 143Nd/144Nd en fonction des températures profondesdonnées par les géothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de

Serra et al., 2003) et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la failled’Aigueperse.



Dans l’illustration 107, les compositions isotopiques du lithium des eaux sont reportéesen fonction de la température calculée par géothermométrie. Avant de commentercette figure, il faut tout d’abord insister sur le fait qu’il ne s’agit pas d’une corrélationinduite. En effet, dans l’illustration 107, la température correspond à la valeur moyennetirée de la synthèse des différents géothermomètres utilisés dans la partie 6, et nonpas à la température obtenue avec le seul géothermomètre Na/Li.

L’approche qui est proposée dans cette partie est originale et consiste à confronter lescompositions isotopiques d’eaux thermo-minérales avec un paramètre physiqueimportant dans la caractérisation des fluides géothermaux : la température.

Pour le lithium, cette approche est d’autant plus intéressante qu’il s’agit d’un élémentfortement soluble lors des interactions eau/roche et que le géothermomètre Na/Li estun outil précieux dans la détermination de la température des eaux thermo-minérales(Fouillac et Michard, 1981), l’objectif étant ici de quantifier l’effet de fractionnement surles isotopes du lithium lors des interactions eau/roche dans la gamme de température150-250 °C.

120 160 200 240140 180 220


2.00

4.00

6.00

8.00

1

3

5

7

δ7 Li

Joze

Montpensier

Royat - Eugénie

St Myon



Gimeaux

Vichy - Dôme


Bourbon Lancy - MarquiseFontaine Haut MAZEL


Ranc 1

Ranc 2


Le Bard MaçonnerieStHérent Rivière

Chassole Ste MargueriteChantejail

Pyronnée Captage

Illustration 107 - Diagramme des δ7Li en fonction des températures profondes données par lesgéothermomètres dans les eaux thermo-minérales de Limagne (synthèse de Serra et al., 2003)

et des eaux thermo-minérales prélevées dans la zone de la faille d’Aigueperse.



La relation entre le δ7Li des eaux et la température (ill. 107) est la plus nette desrelations existantes parmi les différentes systématiques isotopiques (Sr-Nd-B). Ladispersion que l’on observe toutefois vient du fait que l’on met en relation des mesuresisotopiques (dont la précision relative est de ± 0,5 ‰) avec un paramètre physique (latempérature) qui est estimée à partir de plusieurs géothermomètres et dont l’erreur sesitue aux alentours de 5 à 10 %.

Dans l’illustration 107, seules deux sources sortent de la corrélation générale. Il s’agitde Ranc 1 et de Pyronnée-Captage. Ces deux eaux thermo-minérales ont les tempé-ratures les plus basses. Il a été montré précédemment (par l’approche multi-isotopiqueSr-Nd-B) qu’il pouvait s’agir d’une diminution de la température donnée par lesgéothermomètres du fait de la contribution d’eaux superficielles plus froides. Quoiqu’ilen soit cette contribution d’eaux superficielles ne semble pas affecter la compositionisotopique en lithium de ces eaux, puisqu’elles demeurent dans la gamme de variationde l’ensemble des eaux.

Il a été montré dans divers contextes d’érosion de surface (Huh et al., 1998 ; Huh etal., 2001 ; Teng et al., 2004) que lors de l’altération des roches, les isotopes du lithiumsont fortement fractionnés et que la signature isotopique en lithium des eaux estinterprétée comme un indicateur de l’intensité d’altération et non pas comme un traceurde la lithologie (Huh et al., 2001).

D’autre part, nous avons vu dans la partie 7.2. que la majorité des réservoirs rocheuxpossédait une composition isotopique en lithium plus basse que celle des eaux. Lesroches réservoirs se situent entre - 2 et - 7 ‰ (à l’exception des arkoses). Partant dece résultat et considérant que l’effet de source est négligeable par rapport à l’effet defractionnement, nous pouvons proposer l’interprétation suivante. La relation entre leδ7Li des eaux et la température traduit le fait que plus la température d’interaction estimportante, plus la signature isotopique du lithium des eaux se rapproche de celle de laroche réservoir. En d’autres termes, plus la température est élevée et plus lefractionnement isotopique eau/roche est faible.

Dans ce cas précis, pour les eaux d’une température de 150 °C, cela correspond à unfractionnement de 8 à 13 ‰, et pour les eaux de 230 °C cela correspond à unfractionnement de 4 à 9 ‰. Ces fractionnements sont calculés à partir de la signaturede l’eau par rapport à celle du réservoir rocheux dont la composition a été déterminéeentre - 2 et - 7 ‰.

On peut comparer ces valeurs de fractionnement par rapport à celles obtenues dansd’autres contextes, notamment lors des processus d’altération sous-marine de lacroûte océanique, où Chan et al. (1992) calculent un facteur de fractionnement de19 ‰ pour une température de 150 °C alors qu’il est de 3 à 7 ‰ à environ 350 °C(Chan et al., 1993). Enfin, l’analyse isotopique en lithium de différentes laves d’unesérie de différentiation magmatique a montré une absence de fractionnementisotopique à partir de 1 050 °C (Tomascak et al., 1999).

En conclusion, la relation mise en évidence entre le δ7Li des eaux et la température estun résultat important. Il montre que les isotopes du lithium représentent potentiellement



un bon traceur du processus d’interaction eau/roche dans le domaine de lagéothermie, et que la signature isotopique est le reflet de l’intensité de cette altération.L’hypothèse, qui reste à confirmer ici, est que l’effet de la lithologie peut être négligépar rapport à l’effet de fractionnement lors du processus. Cette hypothèse ne peut êtretestée que par une meilleure caractérisation des réservoirs rocheux, vraisembla-blement en travaillant à plus petite échelle pour obtenir une meilleure contrainte en cequi concerne la variabilité des réservoirs et donc leur contribution.

D’autre part, nous avons vu qu’il existait un fractionnement de 4 à 13 ‰ entre leréservoir rocheux et les eaux thermo-minérales dans la gamme de température 150-230 °C. Ce fractionnement correspond uniquement à la différence de compositionisotopique entre l’eau et le réservoir rocheux (δ7Lieau - δ7Liroche). En toute rigueur, il resteà déterminer les valeurs de fractionnement (αeau-roche = 7Li/6Lieau / 7Li/6Liroche) entre laroche et l’eau d’interaction pour les différentes températures, et ceci représente bienentendu un objectif majeur dans le cadre de l’utilisation des isotopes du lithium engéothermie.



8. Conclusions


d’inventaire de la ressource géothermale au travers de la convention de recherchen° 05 02 037 signée le 29 octobre 2002. Ce projet, COmpilation du PotentielGéothermique National (COPGEN), s’est focalisé sur la zone des plaines desLimagnes, qui correspond géologiquement à une série de bassins tertiaires situés surla bordure nord du Massif central.

Il ressort de la première phase du projet COPGEN (Genter et al., 2003) que lesprincipaux réservoirs intéressants pour les objectifs géothermiques en Limagne sont, apriori, situés dans des formations détritiques arkosiques situées en profondeur, enbordure de bassin, en relation avec les failles (faille d'Aigueperse en particulier) quiaffectent le socle cristallin et permettent les remontées d'eaux chaudes. Un premierrapport sur la géochimie des eaux de cette zone (Serra et al., 2003) dresse l’inventairede toutes les données géochimiques des sources thermales ainsi qu’une estimationdes températures profondes.

La seconde phase du projet, objet de cette étude géochimique, s’est focalisée sur leszones d’émergences des eaux thermo-minérales situées le long de la failled’Aigueperse. Les eaux thermo-minérales échantillonnées et analysées sont celles deRoyat, Châtel-Guyon, Joze, Saint-Myon et Gimeaux, Montpensier, Vichy et Bourbon-Lancy. Les objectifs étaient d’identifier la source des fluides, et les rochespotentiellement réservoirs, ainsi que d’approximer la température maximale atteinte ausein des réservoirs profonds. Pour cela, une approche géochimique, la plus exhaustivepossible a été appliquée, en mettant en œuvre l’étude des éléments majeurs et traces,ainsi qu’un large panel d’outils isotopiques complémentaires (isotopes de la moléculed’eau, du soufre et de l’oxygène des sulfates, du bore, du lithium, du strontium, et dunéodyme). De plus, les calculs géothermométriques à partir des donnéesgéochimiques recueillies en surface, ont permis d’estimer la température des fluides enprofondeur. Les principaux résultats de cette étude sont les suivants :

Les éléments majeurs ont permis de caractériser les faciès chimiques des eaux dessources situées à proximité de la faille d’Aigueperse et les replacer dans le contexteplus large de la Limagne. On notera tout d’abord que les salinités des eaux(représentées par la charge totale dissoute) sont très variables, allant de 1 700 mg/l àBourbon-Lancy, jusqu’à 7 000 mg/l à Vichy et Châtel-Guyon. Les faciès chimiques deces eaux thermo-minérales sont de type : (1) bicarbonaté-sodique (Vichy Dôme etAntoine, Montpensier, Saint-Myon, Joze et Royat Eugénie), (2) chloruré-sulfaté-calcique (Châtel-Guyon), (3) chloruré-sodique (Bourbon-Lancy) ; enfin, l’eau deGimeaux se situe proche de la limite des faciès bicarbonaté-calcique et bicarbonaté-sodique, cependant du côté bicarbonaté-calcique. Le positionnement des nouvellessources spécifiques à cette étude est en parfait accord avec la synthèse de Serra et al.

D



(2003), et montrent la très grande diversité des eaux de type thermo-minéral au seind’une zone géographique restreinte.

Les relations entre éléments chimiques majeurs et/ou traces puis deux à deuxpermettent d’émettre des hypothèses quant à l’origine de la minéralisation des eaux.Ainsi, l’utilisation du Cl et du Br, deux élements dits conservatifs car il ne sont pascontrôlés par des phases minérales secondaires, permet de montrer que la plupart deseaux ont des rapports Cl/Br d’environ 450 typiques de valeurs de socle, alors quecelles de Vichy (Dôme et Antoine) ont des valeurs Cl/Br de l’ordre de 1 200 àrapprocher d’une influence sédimentaire. Toutes les eaux thermo-minérales présententun enrichissement en Na par rapport au Cl en regard de la droite de l’eau de mer,traduisant les interactions eaux-roche, seules les eaux de Châtel-Guyon présentent unenrichissement en Cl (anion dominant à 80 %, et Na le plus faible représentant 40 %des cations).

Les calculs géothermométriques ont permis d’estimer les températures profondesdes réservoirs par trois approches indépendantes mais complémentaires : lesgéothermomètres « classiques », les calculs des états d’équilibre des eaux thermo-minérales à partir des spéciations minéralogiques, et la reconstitution de lacomposition chimique des fluides profonds après avoir estimé le facteur de dilution(code de calcul PhreeqC) :

- les géothermomètres « classiques » sur les nouvelles sources ont permis de donnerdes gammes de températures en accord avec la synthèse précédente (Serra et al.,2003) ;

- afin d’affiner la compréhension du comportement de ces fluides en profondeur etd’estimer des températures plus précises dans certains cas, des modélisations de laspéciation des fluides et des équilibres thermodynamiques des phases minéralesont été mises en oeuvre, à l’aide du code de calculs géochimiques PhreeqC (V 2.8).Dans un premier temps, le réchauffement des fluides a été modélisé (le pH étantthermo-dépendant, il a été déclaré contraint par l’équilibre avec la calcite). Cessimulations ont montré que les fluides avaient subi des modifications par rapport àleur état en profondeur. En effet, les plages de températures d’équilibresthermodynamiques des minéraux sont très larges ; de plus, les températuresobtenues sont faibles par rapport à celles calculées par géothermométrie. Lesminéraux supposés exister dans le cas, par exemple, du formalisme du géother-momètre Na/K (albite et feldspath potassique) sont toujours très sous-saturés,mettant en évidence un déficit en silice et en aluminium des fluides simulés. Cesfluides ont subi majoritairement des phénomènes de dilution ;

- la seconde étape de modélisation a consisté à reconstruire les compositionschimiques profondes de ces fluides en cherchant à estimer les teneurs en silice eten aluminium : (1) ayant une estimation des températures profondes obtenues pargéothermométrie, la concentration en silice nécessaire a été calculée pour quecelle-ci satisfasse l’équilibre avec le quartz à ces températures ; le rapport de cesteneurs par celles mesurées a conduit à identifier le facteur de dilution de chacundes fluides. Les concentrations de toutes les espèces chimiques ont été multipliéespar ces facteurs (en moyenne 2,38). (2) la teneur en aluminium a été supposée àl’équilibre avec la kaolinite pendant tout le réchauffement du fluide modélisé ; quand



les résultats de simulation ne satisfaisaient pas cet équilibre, la concentration enaluminium a été calculée par itérations pour satisfaire aux équilibres attendus auxtempératures de réservoir. Très souvent, l’hypothèse de l’équilibre entre la kaoliniteet l’aluminium a conduit à des plages de températures plus qu’à une températured’équilibre bien définie. De plus, les minéraux attendus pour les températuresd’équilibre (albite et K-feldspath dans le cas du géothermomètre Na/K) étaient sous-saturés car l’aluminium était en déficit. Il a alors été choisi de lever cette contraintesur la concentration de l’aluminium et de l’estimer plutôt par itérations afin de trouvercelles pour lesquelles les équilibres se réalisaient aux températures escomptées.Ceci a conduit à obtenir des concentrations en aluminium de l’ordre du dixième demg/kgH2O.

Les températures obtenues par les différentes approches sont données dans letableau suivant, on notera la très bonne convergence des résultats entre les deuxapproches :

Source Géothermomètres → T°calculées

T° estimées par modélisationsSi ≈ Siprof ; Al obtenu par itérations.

Montpensier Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², F*K, Sr/K²→ ≈ 175 °C 175 °C

Royat - Eugénie Na/K, Na-K-Ca, Na/Li, Sr/K² → ≈230 °C 230 °C

Saint-Myon Na/K, Na/Li, Ca/K² → ≈ 190 °C 190 °CChâtel-Guyon - Carnot, Louise Na/K, Na/Li → ≈ 200 - 220 °C 210 °CGimeaux Na/K, Na/Li → ≈ 200 - 230 °C 215 °C

Bourbon-Lancy - Marquise Na/K, Na-K-Ca, Ca/K², Mg/Li,F*K → ≈ 170 - 190° C 180 °C

Joze Na-K-Ca, Ca/K², Na/Li → ≈220 °C ≈ 190 - 210 °C

Vichy - Dôme Na/Li → ≈ 150 - 160 °C ≈ 155 °CVichy - Forage Antoine Na/Li → ≈ 150 - 160 °C ≈ 130 °C

Les fluides dont la température est supérieure à 200 °C [Royat (230 °C), Châtel-Guyon(210 °C) et Gimeaux (215 °C)] peuvent caractériser des réservoirs potentiellementintéressants dans un but de prospection géothermique.

Afin de mieux contraindre la source des fluides, d’identifier les roches réservoirs et demettre en évidence des mélanges, plusieurs outils isotopiques ont été mis en œuvre,chacun avec ses spécificités propres :

- les isotopes de la molécule d’eau (δ18O et δ2H) peuvent permettre de reconstituerl'histoire d'un aquifère en étudiant l'abondance des isotopes stables lourds del'oxygène (18O) et de l'hydrogène (2H), sous certaines conditions (faible rapporteau/roche, temps de résidence long, température élevée du réservoir), lesinteractions roche - eau peuvent modifier la composition isotopique initiale de l'eau ;

- les isotopes du bore (δ11B) présentent la particularité de fortement fractionner, lessignatures variant de - 30 à + 59 ‰. Le bore présente ainsi un fort potentiel designature isotopique en terme de mélange ou de processus spécifiques ;

- les isotopes du lithium (δ7Li) fractionnent fortement durant les processusgéochimiques induisant des variations de signatures de plus de 60 ‰. Les isotopes



du Li sont des nouveaux traceurs dont tous les mécanismes de fonctionnement nesont pas encore contraints, cependant en contexte d’altération, le fractionnementisotopique associé aux interactions eau/roche favorise la mise en solution del’isotope lourd (7Li). L’isotope léger (6Li) est quant à lui préférentiellement retenudans les minéraux secondaires d’altération ;

- les isotopes du soufre et de l’oxygène des sulfates (δ34SSO4 et δ18OSO4). Plusieursprocessus provoquent des fractionnements isotopiques de ces isotopes : ladissolution des minéraux sulfatés n’amène aucun fractionnement isotopique maisleur précipitation entraîne un appauvrissement en isotopes lourds du sulfate restanten solution, qui se traduit par une droite de pente 0,5 sur le diagramme δ34S versusδ18O. La réduction de sulfates en sulfures conduit à l’enrichissement en isotopeslourds du sulfate résiduel, avec un enrichissement 4 fois plus fort pour le soufre quepour l’oxygène, ce qui se traduit par une droite de pente égale à 4 dans lediagramme δ34S (SO4) versus δ18O (SO4). Quant à l’oxydation des sulfures ensulfates, elle entraîne un léger appauvrissement en soufre-34 si elle se fait par voiebiologique. Pour l’oxygène-18, la signature dépend de la part d’oxygène de l’eau, etd’oxygène de l’atmosphère et du fractionnement qui accompagne l’incorporation del’oxygène atmosphérique ;

- les isotopes du strontium (87Sr/86Sr) : le rapport isotopique du Sr d'un fluide estdirectement relié à celui du minéral ou à des associations minéralogiques aveclesquels le fluide a interagi. Dans une roche silicatée (granite...) les différentsminéraux présentent des rapports chimiques Rb/Sr et donc des rapports isotopiques87Sr/86Sr différents en liaison avec leur formation. Globalement, le strontiumsolubilisé dans la roche et transporté vers l'extérieur du système formé par la rochea un rapport 87Sr/86Sr plus bas que le strontium dans la roche non altérée. Lesvariations isotopiques observées dans les fluides peuvent être issues du mélangede Sr de compositions isotopiques différentes provenant de différentes sources. Lesvariations du rapport isotopique du strontium dans un hydrosystème donnent ainsides informations sur (a) l'origine et les proportions de mélange des différentscomposants fluides ainsi que sur (b) la nature et l'intensité des processusd'interaction roche - eau liés notamment à l'altération et à l'érosion ;

- les isotopes du Néodyme (143Nd/144Nd) sont modifiés en fonction des différentessources de Nd dans le système. Les différents minéraux des roches silicatéesrépondent différemment aux processus d’érosion et d’altération et donc il estpossible que les compositions isotopiques du Nd ne reflètent pas complètementcelles des roches totales. En dépit de cette possible divergence, quoiquerelativement faible, la composition isotopique du Nd est un très bon indicateur desroches mères soumises à l’érosion et à l’altération.

Les isotopes de la molécule d’eau (δ18O et δ2H) ont permis de mettre en évidencel'influence du CO2 pour les sources de Châtel-Guyon et de Montpensier où l'onobserve nettement l'effet d'un échange isotopique avec l'oxygène du CO2 conduisant àdes valeurs plus négatives des δ18O (à δ2H constant) par rapport à la droite météoriquemondiale. La source de Bourbon-Lancy est caractérisée par des δ18O moins négatifspar rapport à la droite météorique mondiale, ce qui traduit des échanges isotopiques àhaute température, de type géothermal, avec la roche encaissante et en l'absence de



CO2. Toutes les autres sources du secteur de la faille d'Aigueperse présentent dessignatures isotopiques proches de la droite météorique locale et de la droitemétéorique mondiale, ne permettant pas de mettre en évidence une influence de CO2ou de type géothermal. Ces signatures « intermédiaires » peuvent toutefois être lereflet de ces deux influences simultanées aux effets antagonistes sur lesfractionnements isotopiques de l'oxygène.

Les isotopes du bore (δ11B). Le bore est un élément caractéristique du réservoirprofond dans le cadre de l’étude des eaux minérales et thermales, et il ne subit quepeu de modifications au cours de la remontée des eaux. Comparé au Cl, la plupart dessources thermo-minérales de la zone d'étude présentent des teneurs en B enrichiespar rapport à l'eau de mer, traduisant des interactions eau-roche. Seules les eaux deChâtel-Guyon, Bourbon-Lancy et Gimeaux présentent des teneurs en bore plus faiblespar rapport au Cl, aboutissant à des rapports Cl/B proches de celui de l'eau de mer. Encombinant l'inverse des teneurs en B et les signatures isotopiques de ce mêmeélément, on montre que les sources de Vichy, Joze, Montpensier et Gimeaux décriventune corrélation positive entre un pôle de faible δ11B, forte teneur en B et un pôle à δ11Bélevé et faible teneur en B. Cette tendance déjà mise en évidence pour les eaux duCézallier (Mossadik, 1997) pourrait être interprétée comme reflétant une dilution pardes eaux ayant peu interagi avec l'encaissant ou par de l'eau de pluie. Les eaux deChâtel-Guyon présentent des δ11B plus élevés (> 10 ‰) qui pourraient traduire uneinfluence sédimentaire même si le rapport Cl/Br de cette source ne plaide pas en lafaveur d'un apport de type saumure, et ce malgré des teneurs en Cl élevées. Les eauxde la Margeride présentent elles aussi des rapports δ11B > 10 ‰, mais la mêmehypothèse que celle de Châtel-Guyon, à savoir une origine sédimentaire, ne peut êtreavancée car les rapports Cl/B sont très différents, il n'y a pas d’eaux salées enMargeride. La plus plausible des hypothèses est un apport de bore limité parinteraction avec le granite de Margeride qui pourrait avoir lui même un δ11B assezélevé. La combinaison des rapports δ11B et des rapports Cl/B permet de distinguernettement les eaux de la Margeride et de Châtel-Guyon, mais aussi de nuancerl'hypothèse d'une influence de saumures, tout au moins du type bassin de Paris, pourChâtel-Guyon.

Les isotopes du lithium (δ7Li). Associé au Na, le Li est utilisé commegéothermomètre, c'est un traceur de la température d’interaction eau/roche au sein desréservoirs. Le rapport Na/Li est très variable dans les sources thermo-minérales de larégion des Limagnes, traduisant des températures de l'ordre de 150 °C pour lessources de Vichy (Dôme et Antoine), et jusqu'à 230 °C pour les sources de Royat,Joze et Gimeaux. Les isotopes du Lithium sont peu connus dans ce type de contexte,les eaux thermo-minérales présentent des δ7Li compris entre 2,5 et 6,9 ‰, il n'existepas de relation simple entre ces eaux dans un diagramme classique rapport isotopiqueen fonction de la teneur de l'élément. Il existe cependant une relation inverse entre δ7Liet Na/Li en particulier pour les eaux du Cézallier et de la Margeride. Cette relation,même si elle ne se vérifie pas pour toutes les eaux de la zone de la Failled'Aigueperse, pourrait être interprétée comme un fractionnement isotopique lié à latempérature lors de l'interaction eau roche, le rapport Li/Na augmente avec latempérature. Il est cependant difficile d'aller plus loin dans l'interprétation sansconnaître la composition isotopique de roches réservoirs locales.



Les isotopes du soufre et de l'oxygène des sulfates (δ34SSO4 et δ18OSO4). Lesteneurs en sulfates des sources thermo-minérales sont très variables, Châtel-Guyonprésentant les teneurs les plus élevées. Les δ34SSO4 varient entre 5 et 40 ‰, les eauxde Joze, Royat, Gimeaux, Saint-Myon, Montpensier, et Chatel-Guyon ont des δ34SSO4entre 5 et 15 ‰ avec des teneurs en SO4 très variables. Avec des teneurs en SO4 toutaussi variables, les eaux de Vichy et Bourbon-Lancy ont des δ34SSO4 proches de 20 ‰.Seules les eaux de Margeride ont des δ34SSO4 supérieurs à 25 ‰ avec des teneursfaibles en SO4 inférieures à 250 µmol/l. En comparant les isotopes du soufre et del'oxygène des sulfates, on note que la plupart des sources thermo-minérales ont dessignatures de type socle cristallin, identiques à celles décrites dans d’autres zones desocle (Suisse). Les sources de Châtel-Guyon et Gimeaux sont les plus marquées pardes signatures de type évaporite, sans pour autant négliger une autre contribution detype sédimentaire, carbonates + dépôts salifères, pour expliquer des teneurs en Casupérieures à celles en SO4, qui seraient équivalentes dans le cas de la seuledissolution de gypse. Les eaux de la Margeride s'individualisent selon une pente de 4dans ce même diagramme, traduisant une réduction des sulfates en H2S et HS-, tout àfait compatibles avec des teneurs faibles en sulfates. Avec des δ34SSO4 entre 20 et25 ‰ et des δ18OSO4 entre 0 et 2 ‰, les eaux de Vichy et Bourbon-Lancy sont les plusdifficiles à expliquer dans cette systématique isotopique, trois hypothèses sont émises :(1) une oxydation de sulfures solides par l'oxygène de l'eau, (2) une oxydation desulfures solides plus des réductions partielles successives, cette hypothèse n'étantpossible que pour Vichy qui a un δ18OH2O de - 10 ‰, et (3) une dissolution de sulfatesévaporitiques avec un δ34SSO4 de 20 ‰ suivi d'une réduction bactérienne en systèmequasi fermé en HS-, plus une réoxydation successive lors de la remontée des eauxvers la surface, cette hypothèse est probable pour les eaux de Vichy où il y a uneépaisse couche sédimentaire.

Les isotopes du strontium (87Sr/86Sr). Le comportement du Rb est voisin de celui deK et ces deux éléments sont liés avec les interactions eaux-roches et avec lestempératures profondes des eaux thermo-minérales. Le Rb est un marqueur duréservoir profond et est peu touché par des interactions potentielles avec les aquifèressuperficiels et/ou les encaissants sédimentaires. Il existe une corrélation positive netteentre les teneurs en K et Rb pour la plupart des eaux thermo-minérales qui pourraitêtre interprétée comme une évolution entre un pôle profond concentré et un pôle dilué.Les deux sources de Vichy présentent des comportements distincts, Vichy Dôme a desteneurs élevées en K et Rb (ce qui correspondrait au pôle profond), alors que VichyAntoine est plus diluée. On sait cependant que le niveau productif du forage Antoineest profond, chaud et ce puits est artésien, on pourrait plutôt supposer deux « types »de concentrations en Rb, plutôt qu'à une dilution. Ces deux sources de Vichyprésentent peu de Mg, dont on a vu qu'il pouvait traduire des influences sédimentaires,et seraient donc caractéristiques d'un pôle profond. Les eaux thermo-minérales desLimagnes ont des rapports isotopiques en Sr très variables, depuis 0,705 au MontDore (influence des basaltes) à 0,719 dans le Cézallier. Dans un diagramme 87Sr/86Sren fonction de Rb/Sr, il existe une très belle corrélation positive avec en positioncentrale les sources de Vichy, alignées le long de cette droite, les sources de Sainte-Marguerite (Négrel et al., 1997a, b), Saint-Myon, Montpensier, Joze et les Laubies enMargeride (Négrel et al., 2000) présentant des rapports Rb./Sr et compositionisotopiques plus faibles ; de l'autre coté du groupe de Vichy se trouvent les sources du



Ranc en Margeride (Négrel et al., 2000). Compte tenu de la dispersion géographiquede toutes ces sources et de ce que l'on a évoqué plus haut, l'hypothèse de Michard etal. (1976) d'une dilution par des eaux de surface est peu probable, il s'agirait plutôtd'une variation lithologique des encaissants. Quant aux autres sources du secteur,leurs signatures en Sr sont à rattacher à l'influences d'autres roches ou assemblagesminéralogiques.

Les isotopes du Néodyme (143Nd/144Nd). Les rapports isotopiques du Nd varient entre0,51205 pour Vichy Antoine à 0,5127 à Châtel-Guyon. En règle générale, les rapportsélevés sont attribués à une influence de roches volcaniques comme c'est le cas dansle Cézallier, bien que dans le cas de Châtel-Guyon une origine sédimentaire soitpossible. Cette systématique isotopique seule ne permet pas d'aller plus avant dansles explications.

Ainsi, nous avons vu les limites en terme d'interprétation en considérant les systéma-tiques isotopiques indépendamment les unes des autres. Afin d'aller plus loin dans lacompréhension des systèmes géothermaux de la région des Limagnes, les systéma-tiques isotopiques ont été croisées, en comparant tout d'abord les systématiques desisotopes lourds non soumis au fractionnement isotopique, puis en intégrant lesisotopes légers (soumis au fractionnement), et enfin la comparaison entre elles dessystématiques des isotopes légers soumis au fractionnement isotopiques. Descomparaisons ont été faites avec les analyses des roches régionales et locales lorsquecelles-ci sont disponibles.

Croisement des isotopes lourds non soumis au fractionnement isotopique : lesisotopes du Sr et du Nd. Comme cela a déjà été montré pour des eaux de surface, ilexiste un corrélation inverse entre ces deux systématiques isotopiques dans les eauxthermo-minérales de Limagne, ces eaux se positionnent toutes dans le champ desgranites, à l'exception de Châtel-Guyon. En considérant l'environnement géologique dechacune des sources, on arrive à la classification suivante :

(1) Montpensier et Gimeaux sont liées aux roches de socle. Montpensier se situedans le domaine des granites mais n'est cependant pas identique aux signaturesdes roches encaissantes locales issues du forage Aigueperse 101. Gimeaux sesitue aussi dans le domaine des granites mais ses teneurs élevées en Mgsuggèrent un apport sédimentaire.

(2) Saint-Myon, Vichy et Joze sont issues des formations sédimentaires oligocènescontinentales, mais sont dans le champ des granites. Le forage de Vichy Antoineprésente un rapport 143Nd/144Nd plus faible traduisant une influence marquée detype socle. Vichy Dôme et Saint-Myon ont des signatures en Sr qui correspondentaux roches locales mais les signatures en Nd sont supérieures pouvant traduireune influence potentielle de dépôts volcaniques. Une influence potentielle desdépôts salifères de Limagne (anhydrite et halite) ne peut être confirmée faute deconnaître les signatures en Nd.

(3) Châtel-Guyon, Royat et Bourbon-Lancy sont à la fois liées au socle et auxformations sédimentaires continentales oligocènes, elles présentent dessignatures en dehors du champ des granites avec des rapports isotopiques en Srinférieurs. Bourbon-Lancy présente le plus faible 143Nd/144Nd de ce groupe, on ne



connaît cependant pas la signature du socle paléozoïque environnant pour pouvoircomparer. Pour Royat, les caractéristiques isotopiques Sr et Nd montrent uneinfluence de basaltes, ces formations ont été mises en évidence sous l'émergencede cette source. Les eaux de Chatel-Guyon présentent les 143Nd/144Nd les plusélevés, mais on a aussi noté les teneurs importantes en Mg, on peut alors émettrel'hypothèse d'un mélange ternaire : granite, basalte et roches réservoirs.

Croisement des isotopes lourds (non soumis au fractionnement) et légers(soumis au fractionnement) :- les isotopes du Sr et du B. Trois groupes se dinstinguent : (1) Saint-Myon,

Montpensier, Joze et Vichy sont dans le champ des signatures de granites. (2)Bourbon-Lancy et Royat ont des rapports isotopiques en Sr inférieurs au champ desgranites, pour Royat une influence des basaltes est envisageable, alors que lessignatures en bore sont typiques des granites. (3) Gimeaux et Châtel-Guyon sortentcomplètement du champ des granites, les dépôts salifères ne peuvent cependantpas expliquer des rapports de Sr aussi bas, on peut émettre l'hypothèse d'unmélange ternaire : granite, basalte et roches réservoirs et/ou salifères. Même si lessaumures du bassin de Paris pourraient expliquer ces signatures, de tellesconnections sont impossibles depuis le bassin parisien ;

- les isotopes du Nd et du B. Le croisement de ces deux systématiques apporte desinformations similaires à celles du croisement Sr et B ;

- les isotopes du St et Nd croisés aux isotopes du Li. Les eaux du Cézallier semblentêtre plus marquées par des interactions eau-roche de type granite. Les eaux issuesde la zone de la Faille d'Aigueperse semblent intégrer une composant de typebasalte. Il est difficile d'aller plus loin dans les interprétations ne connaisant pas lessignatures en Li des roches locales.

Croisement des isotopes légers soumis au fractionnement isotopique :

- les isotopes du B et du Li. Les eaux de la Margeride, de Châtel-Guyon et Gimeauxont des rapports isotopiques en B bien supérieurs aux autres sources et trèsdifférents des champs granites et basaltes. Les autres sources sont proches de ceschamps ;

- les isotopes du Soufre des SO4 et du B. Les signatures en δ34S des eaux de laMargeride s'expliquent par une réduction des sulfates (faibles teneurs en SO4 etδ34S élevés). Pour Châtel-Guyon, les teneurs importantes en sulfates s'expliquentpar une oxydation de sulfures et des sulfates d'origine sédimentaires. Les rapportsisotopiques du B (> 10 ‰) de ces sources plaident en la faveur d'une originesédimentaire du B, ce qui est possible pour Châtel-Guyon, mais pas pour laMargeride car le rapport Cl/B est trop faible pour une origine sédimentaire, et lavariabilité du δ34S (SO4) ne peut aller dans ce sens car la réduction des sulfates quiexplique les fortes valeurs du δ34S (SO4) doit se faire avec un δ11B déjà élevé et desδ18O (SO4) compatibles avec une origine sédimentaire, ce qui n’est pas le caspuisque ces δ18O (SO4) sont typiques des environnements de socle.



À l’issue de l’étude isotopique au sens large, les résultats de certaines systématiques(Sr, Nd, B et Li) sont couplés aux températures profondes des réservoirs obtenues parles calculs géothermométriques.

Les isotopes du Sr et les températures profondes. Il n’existe pas de relation linéaireentre ces deux paramètres, les isotopes du Sr traduisant les interactions eau-roche. Àtempérature égale, les variations isotopiques du Sr sont très importantes allant d’unpôle socle à un pôle sédiment. À rapport isotopique constant de type socle, lestempératures sont très variables et peuvent traduire des apports d’eau superficielledans le réservoir, cette dilution induisant une baisse de la température calculée. Ceciest particulièrement visible pour deux sources de la Margeride et du Cézallier.

Les isotopes du B et les températures profondes. Les eaux de Châtel-Guyon etBourbon-Lancy ont des signatures similaires en Sr de type sédimentaire, or ces eauxse distinguent très nettement avec les isotopes du B, Châtel-Guyon avec une signaturede type sédimentaire et Bourbon-Lancy de type socle. De même que pour les isotopesdu Sr, on distingue bien les effets lithologiques par gamme de température, à plus de200 °C par exemple, les signatures en B permettent de clairement différencier lesréservoirs sédimentaires de ceux en domaine de socle.

Les isotopes du Nd et les températures profondes. Cette systématique isotopiqueprise individuellement ne permet de trancher, il est nécessaire de coupler le Nd auxautres isotopes dans ce contexte géothermal.

Les isotopes du Li et les températures profondes. Les isotopes du Li couplés à latempérature profonde des réservoirs peut s’avérer être un outil très pertinent comptetenu des propriétés de cet outil isotopique qui est un marqueur du degré desinteractions eau-roche, et donc de la température à laquelle ont lieu ses réactions. Ilexiste une corrélation inverse entre les rapports isotopiques du Li et la températureprofonde des réservoirs, la dispersion observée est liée à l’incertitude sur ladétermination de la température. Seules deux sources de la Margeride et du Cézalliersortent de cet alignement, ce sont deux sources diluées par des apports superficiels.Le lithium est donc plus un marqueur de l’intensité des interactions eau-roche, qu’unmarqueur lithologique à cause du fractionnement isotopique important. On note queplus la température augmente, plus la signature en Li des eaux se rapproche ce celledes roches réservoirs, c’est à dire plus le fractionnement est faible. À 150 °C, lefractionnement serait compris entre 8 et 13 ‰ ; à 230 °C, il n’est plus que de 4 à 9 ‰,ces valeurs étant comparables avec ce qui est observé pour l’altération sous marine dela croûte océanique. Pour confirmer et aller plus loin dans les interprétations, il faudramieux contraindre les signatures des roches locales.

Synthèse des connaissances apportées par l’approche géochimique sur les dixsources thermo-minérales où les investigations ont été les plus poussées(ill. 108).

Montpensier. Le forage atteint le socle après avoir traversé une très faible épaisseur(44 m) de formations tertiaires, le tout étant intensément fracturé et ayant subi uneforte altération hydrothermale. Le site est positionné à proximité de failles secondaires



probablement collatérales de la faille majeure d’Aigueperse dont le rejet est voisin de1 000 m. L’eau de Montpensier est de type bicarbonaté sodique, sa salinité est de5,7 g/l. Le température d’émergence est de 41,8 °C. La température du réservoirprofond estimée par les calculs géothermométiques est de 175 °C. Les isotopesstables de la molécule d’eau ont mis en évidence les effets du CO2 qui induisent undécalage vers des δ18O plus négatifs. La systématique isotopique du bore donne unesignature typique de socle (~ 0 ‰). Les eaux de Montpensier sont les plus riches enlithium et présentent le rapport isotopique en Li le plus élevé (+ 6,9 ‰). Ces eaux sonttrès riches en sulfates, elles présentent des signatures en oxygène et soufre dessulfates de type socle à relier à l’oxydation de sulfures, on ne peut cependant pasexclure une contribution de sulfates d’origine sédimentaire (évaporites). Les isotopesdu Sr et du Nd sont compatibles avec une origine de type socle granitique, mais lasignature diffère de celle mesurée dans les roches environnantes. Les isotopes du Liprésentent le rapport le plus élevé, cette systématique traduisant le degré d’interactioneau-roche qui est lié à la température, le fractionnement isotopique entre l’eau et laroche est important compte tenu de la température du réservoir profond relativementfaible, estimée à 175 °C.

Royat - Eugénie. La source Eugénie est captée par un ouvrage de 27 m de profondeuret donne un débit artésien de 30 m3/h hors pompage. Le site est localisé à proximité dela grande faille bordière de Limagne et le forage traverse les séries gréso-sableuses duStampien, ici à fort pendage vers l’est et souvent hydrothermalisées (silicification). Àproximité immédiate, un forage recoupe des blocs de basaltes entre 14 et 19 m etd’arkose, entre 19 et 92 m des séries d’arkoses plus ou moins argileuses et un graniteporphyroide entre 92 et 98 m. L’eau de cette source est de type bicarbonaté sodique,elle présente une salinité de 4.9 g/l. La température d’émergence est de 34,2 °C. Latempérature du réservoir profond estimée par les calculs géothermométriques est de230 °C. Les isotopes stables de la molécule d’eau ne marquent pas d’effet notoire duCO2, cet effet pouvant être contrebalancé par des interactions avec la roche à hautetempérature (230 °C). Le rapport isotopique du bore est le plus faible (- 6 ‰) et estcompatible avec une signature de type basalte. La teneur en Li de ces eaux est parmiles plus fortes observées, le rapport isotopique du Li est le plus faible, et se rapprochede celui des roches réservoirs, ce qui est compatible avec une température élevéed’interaction eau-roche au sein du réservoir. Les eaux de Royat-Eugénie contiennentrelativement peu de sulfates, et ont une signature de type socle à relier à l’oxydation desulfures. Ces eaux ont une signature en Sr assez élevée mais qui n’est cependant pasincompatible avec une contribution de type basalte. Cette signature de type basalte estplus visible avec le croisement des systématiques Nd et B.

Saint-Myon. La source est située sur un complexe de failles en bordure du bassin.L’émergence se situe dans des alluvions anciennes recouvrant les séries tertiairesmarneuses. Le socle, affleure à proximité dans la vallée et les formations sablo-argileuses qui le couvrent sont présentes à faible profondeur sous le site. Les eaux deSaint-Myon sont de type bicarbonaté sodique, elles présentent une salinité de 3,8 g/l.La température d’émergence est de 12,1 °C. La température du réservoir profondestimée par les calculs géothermométiques est de 190 °C. Le rapport isotopique dubore est faible (~ 0 ‰) et est compatible avec une signature de type socle. Les eauxde Saint-Myon contiennent des teneurs moyennes en sulfates par rapport aux autres



sources de cette étude, et ont une signature de type socle à relier à l’oxydation desulfures. Ces eaux ont une signature en Sr de l’ordre de 0,7135, compatible avec lesroches locales, avec cependant les rapport isotopiques en Nd supérieurs à ces rocheslocales potentiellement réservoirs, une influence de série basaltique pourrait êtreenvisagée.

Châtel-Guyon - Carnot et Louise. La coupe du forage Carnot met en évidence lesséries géologiques globalement composées de granites. La zone thermale sepositionne sur un horst de socle à pendage nord supportant des séries sablo-argileuses bariolées rapportées à la base de la série oligocène. Ce horst bordé defailles s’inscrit sur la bordure du panneau nord surélevé de la faille majeured‘Aigueperse. Il est également dépendant de la grande faille bordière de Clermont. Leseaux sont de type chloruré calcique avec des salinités de 7 (Carnot) et 6,8 g/l (Louise).Les températures d’émergence sont similaires et respectivement de 36 et 34,5 °C. Latempérature du réservoir profond estimée par les calculs géothermométiques est de210 °C. Les isotopes stables de la molécule d’eau traduisent des échanges isotopiquesà basse température avec du CO2. Les isotopes du Bore présentent les rapports lesplus élevés mesurés dans cette étude (~ 12 ‰), de telles valeurs pourraient êtreexpliquées par des apports de type saumure bien que les rapports Cl/B ne plaident pasen faveur de ce type d’origine, même si les eaux de Châtel-Guyon sont riches en Cl.Une origine de type saumure du bassin de Paris ne semble guère compatible. Ceseaux sont les plus riches en sulfates, les compositions isotopiques en soufre etoxygène des sulfates semblent être liées à une oxydation de sulfures et à unedissolution de sulfates d’origine sédimentaire. La dissolution de dépôts évaporitiquesde type gypse ne peut cependant être la seule explication car le Ca présente un fortexcès par rapport aux sulfates. Les eaux de Châtel-Guyon présentent les rapportsisotopiques en Sr les plus faibles de la zone d’étude ainsi que les rapports les plusélevés en Nd, ce qui peut suggérer une origine volcanique ou sédimentaire.L’hypothèse sédimentaire étant confortée par la présence de fortes teneurs en Mg, ilest possible de proposer un mélange à trois composantes : granite, basalte, rochesréservoirs (et/ou salifères).

Gimeaux. La source qui émerge à Gimeaux est utilisée à des fins d'incrustation surmoulage en utilisant la propriété des eaux à précipiter du carbonate de calcium CaCO3.Le site se situe sur la terminaison Est d’un horst granitique bordé de faille. Ce horstsouligne le caractère très accidenté de cette bordure de bassin, ici dépendante desaccidents majeurs de Clermont et d’Aigueperse. La source présente un très fortdégagement gazeux de CO2. Les eaux de Gimeaux sont de type bicarbonaté calci-sodique. La salinité est l’une des plus faibles des eaux de la zone d’étude avec 3,6 g/l.La température d’émergence est de 25,3 °C. La température du réservoir profondestimée par les calculs géothermométiques est de 215 °C. Les isotopes stables de lamolécule d’eau ne marquent pas d’effet notoire du CO2, cet effet pouvant êtrecontrebalancé par des interactions avec la roche à haute température (215 °C). Lasignature isotopique en bore est élevée, de l’ordre de + 7 ‰, avec des teneurs en boreles plus faibles de la zone. Les eaux de Gimeaux sont moins riches en sulfates quecelles de Châtel-Guyon mais présentent les mêmes caractéristiques isotopiques pourle soufre et oxygène des sulfates qui semblent être liés à une oxydation de sulfures età une dissolution de sulfates d’origine sédimentaire. La dissolution de dépôts



évaporitiques de type gypse ne peut cependant être la seule explication, car le Caprésente un fort excès par rapport aux sulfates, du même type que celui observé àChatel-Guyon. Les signatures isotopiques en Sr et Nd correspondent aux rochesgranitiques, les teneurs élevées en Mg plaident cependant en la faveur d’unecontribution de type sédimentaire. La signature isotopique en Li est la plus faible de lazone d’étude, elle est cohérente avec la température élevée du réservoir.

Bourbon-Lancy - Marquise. Le forage (34 m) est situé en limite du socle paléozoïque(Carbonifère à filon de microgranite), et des formations sédimentaires marno-sableuses de l’Oligocène supérieur à proximité d’une faille. Les eaux de Bourbon-Lancy sont de type chloruré sodique, la salinité est la plus faible des eaux de la zoned’étude avec 1,7 g/l. La température d’émergence est de 56,3 °C. La température duréservoir profond estimée par les calculs géothermométiques est de 180 °C. Lesisotopes stables de la molécule d’eau traduisent un échange isotopique de typegéothermal avec des signatures en δ18O moins négatives. Les isotopes du bore avecune signature de -3‰ caractérisent une interaction eau-roche de type socle. Les eauxde Bourbon-Lancy ont des teneurs faibles en sulfates et des caractéristiquesisotopiques du soufre et de l’oxygène des sulfates très différentes des sourcesprécédentes (δ34S (SO4) > 20 ‰ et δ18O (SO4) ~ 0). L’hypothèse la plus plausible estune oxydation de sulfures solides par un oxygène dominé par l’eau. Le δ18O (SO4)observé est compatible avec cette hypothèse si l’on considère une contribution de l’eaupar rapport à l’O2 dissous d’environ 90 %. Toutefois, les δ34S (SO4) les plus élevés pourdes sulfures dans le socle cristallin suisse ont été mesurés à + 15,29 ‰ ce qui est de5 ‰ inférieur à ceux mesurés ici. Les signatures en Sr sont inférieures à celle dudomaine des granites, les signatures en Nd sont parmi les plus faibles et trèsinférieures à celles qui ont des Sr similaires. On ne connaît cependant pas la signaturedu socle paléozoïque de la zone de Bourbon-Lancy. Le croisement des isotopes dubore, du lithium et du Nd traduisent une influence de type granite, même si le Srtraduirait plutôt une influence sédimentaire.

Joze. La source Joze émerge en bordure de l’Allier. Le débit estimé le jour duprélèvement était de 1,4 l/mn avec un important dégagement gazeux. Ce groupe desources est positionné sur un faisceau de failles limitant le horst de Cournon à l’est etla fosse de Clermont à l’ouest. L’émergence se situe dans les alluvions de l’Allier àpartir d’un réseau de fracturation qui affecte les séries tertiaires dont l’épaisseur est icid’environ 1 000 m. Les eaux de Joze sont de type bicarbonaté sodique, la salinité estde 4,8 g/l. La température d’émergence est de 13,5 °C. La température du réservoirprofond estimée par les calculs géothermométiques est de 190 à 210 °C. Les isotopesstables de la molécule d’eau ne marquent pas d’effet notoire du CO2, cet effet pouvantêtre contrebalancé par des interactions avec la roche à haute température (~ 200 °C).Bien qu’issues de formation sédimentaires oligocènes continentales, les eaux de Jozeprésentent des caractéristiques isotopiques en Sr, Nd et B typiques des interactions endomaine granitique.

Vichy - Dôme et Antoine. Les deux eaux thermo-minérales échantillonnées proviennentde la source Dôme et du forage Antoine. La source Dôme a été découverte en 1898par un forage de 159 m de profondeur, elle est actuellement captée à une profondeurde 160 m et présente en surface de très forts dégagements gazeux de CO2.



L’ensemble des eaux thermales de Vichy-Cussey provient de forages réalisés dans lesformations tertiaires. Les niveaux productifs sont situés au sommet des formationssablo-argileuses oligocènes sous les marnes du Chattien. Le second échantillonprovient du forage Antoine. L’ouvrage de 450 m de profondeur est crépiné entre 200 et440 m et capte les venues d’eau des grès et sables, sables et grès arkosiques et desarkoses avec un débit artésien de 18 m3 par heure en tête d’ouvrage avec unetempérature de 75 °C. Les eaux de Vichy sont de type bicarbonaté sodique, la salinitéest de 6 g/l pour Antoine et 7 g/l pour Dôme. Les températures d’émergence sontrespectivement de 72,2 °C pour Antoine et 62,2 °C pour Dôme. La température duréservoir profond estimée par les calculs géothermométiques est d’environ 130 °C pourAntoine et 155 °C pour Dôme. Les isotopes stables de la molécule d’eau ne marquentpas d’effet notoire du CO2 malgré les forts dégagements gazeux observés, cet effet nepouvant guère être contrebalancé par des interactions avec la roche à hautetempérature puisque les températures maximales calculées sont de l’ordre de 150 °C.Les eaux thermo-minérales de Vichy montrent une composition isotopique du soufre etde l’oxygène des sulfates très particulière, enrichie en 34S, le δ34S (SO4) se situant dansle domaine des évaporites, mais avec un δ18O (SO4) plus bas que l’ensemble desautres eaux du Massif central, proche de 0 ‰. L’hypothèse la plus probable est unedissolution de sulfates évaporitiques (avec un δ34S (SO4) d’environ + 20 ‰) et uneréduction bactérienne en système quasi-fermé en HS- et réoxydation successive lorsde la remontée des eaux vers la surface. Cette hypothèse est possible pour les eauxde Vichy où une épaisse couverture sédimentaire pourrait entraîner des apports deminéralisation ainsi qu’une fermeture du système. Les eaux de Vichy (anciennesanalyses et cette étude) décrivent une droite dans un diagramme isotopes du Sr enfonction du rapport Rb/Sr, cet alignement avait été interprété par Michard et al. (1976)comme pouvant traduire un apport d’eau superficielle qui induirait une dilution. Or, larelative constance des concentrations en Mg n’est pas en faveur d’un effet de dilution,de même que pour celles en Rb. On peut donc émettre une autre hypothèse, en faveurd’une variation géologique des encaissants de l’aquifère induisant une évolution de lasignature isotopique 87Sr/86Sr des eaux thermo-minérales. Les compositionsisotopiques du Nd sont significativement différentes entre Antoine et Dôme, Antoineprésente la signature la plus basse et semble traduire une influence profonde de typesocle. Vichy Dôme présente une signature en Sr qui correspond au roches localesmais sa signature en Nd est supérieure, on peut alors émettre l’hypothèse d’uneinfluence potentielle de dépôts volcaniques. Les isotopes du bore supportent uneorigine de type granite bien que les eaux soient issues des formations sédimentairesoligocènes continentales. Les signatures isotopiques en Li de ces eaux sont celles quifractionnement le plus par rapport aux roches potentiellement réservoirs (avecMontpensier) ce qui est cohérent avec une température estimée du réservoir profond laplus faible de la zone d’étude.



Illustration 108 - Tableau de synthèse des dix sources les plus investiguées.

Illus

tratio

n 10

8 - T

able

au d

e sy

nthè

se d

es d

ix s

ourc

es le

s pl

us in

vest

igué

es.



Ainsi, cette étude a permis de monter la très grande diversité des eaux thermo-minérales au sein d’une faible extension géographique constitué par la zone de laFaille d’Aigueperse. On trouve des différences notoires en terme de type d’eau, desalinité, et de signatures isotopiques qui sont à relier à des histoires différentes pourchaque source étudiée. Ces histoires différentes se traduisent en terme de type deréservoir (nature géologique), de profondeur et d’intensité d’interaction entre l’eau et la(les) roche(s) (température du réservoir profond). Le couplage de différentesapproches isotopiques a permis de montrer toute la complexité de l’étude de cesréservoirs profonds, et que l’utilisation d’un seul outil isotopique pourrait conduire à uneinterprétation erronée de l’origine des eaux. L’approche novatrice avec les isotopes dulithium laisse entrevoir des potentialités très intéressantes en combinant lestempératures profondes des réservoirs et les contraintes lithologiques.

L’approche isotopique complétée des calculs géothermométriques a permis dedistinguer trois sources au potentiel géothermique intéressant avec des fluides dont latempérature est supérieure à 200 °C : Royat (230 °C), Châtel-Guyon (210 °C) etGimeaux (215 °C). Sur ces trois sites, Châtel-Guyon montre des caractéristiquesisotopiques propres, pouvant amener à considérer le réservoir comme étant endomaine sédimentaire, ce type de réservoir étant le plus favorable aux exploitationsgéothermales. Il serait ainsi intéressant d’envisager une étude plus poussée de Châtel-Guyon avec une même approche appliquée à toutes les ressources en eau du site.



9. Bibliographie

André L., Franceschi M., Pouchan P., Atteia O. (2002) - Origine et évolution dusoufre au sein de l’aquifère des sables infra-molassiques du Bassin aquitain. C.R.Geoscience, 334, p. 749-756.

Aubert D., Stille P., Probst A. (2001) - REE fractionation during granite weatheringand removal by waters and suspended loads: Sr and Nd isotopic evidence.Geochimica et Cosmochimica Acta, 65, p. 387-406.

Autran A., Peterlongo J.M. (1980) - Massif central. In : Géologie des pays européens:France, Belgique, Luxembourg. Dunod, p. 4-123.

Arnórsson S. (2000) - Isotopic and chemical techniques in geothermal exploration,development and use. Sampling methods, data handling, interpretation. (Ed. S.Arnórsson) - Vienna: International Atomic Energy Agency, 351 p., ISBN 92-0-101600-X.

Baubron J.C., Bosch B., Degranges P., et al. (1979) - Recherches géochimiques surles eaux thermales de la bordure ouest de la Limagne. Bul. Minér., 102, p. 676-683.

Batard F., Baubron J.C., Bosch B., Marce A., Risler J.J. (1982) - Isotopicidentification of gases of a deep origin in French thermomineral waters. Jour. ofHydrology, 56, p. 1-21.

Barth S. (1993) - Boron isotope variations in nature: a synthesis. Geol. Rundsch, 82, p.640-641.

Barth S.R. (2000) - Geochemical and boron, oxygen and hydrogen isotopic constraintson the origin of salinity in groundwaters from the crystalline basement of the AlpineForeland. Applied Geochemistry, 15, p. 937-952.

Beaucaire C., Michard G. (1982) - Origin of dissolved minor elements (Li, Rb, Sr, Ba)in superficial waters in a granitic area. Geochemical Journal, 16, p. 247-258.

Beaucaire C., Gassama N., Tresonne N., Louvat D. (1999) - Saline groundwaters inthe hercynian granites (Chardon Mine, France): geochemical evidence for the salinityorigin. Applied Geochemistry, 14, 67-84.

Berthier F., Demange J., Fouillac C, Iundt F., Becassat P., Teyssier C. (1982) -Reconnaissance géothermique haute énergie dans la région de Saint-Flour (Massifcentral). Rapport BRGM 82SGN723GTH, 88 p.

Bertin C., Rouzaire D., Vigouroux Ph., Loizeau M. (2003) - Amélioration de laconnaissance des ressources en eau souterraine des sites thermaux en Auvergne.Site de Royat-Chamalières (63). Rapport BRGM/RP-52195-FR, 99 p.



Blavoux B., Berthier F. (1985) - Les originalités hydrogéologique et technologique deseaux minérales. Bull. Soc. Géol. France, 8, p. 1033-1044.

Briand B., Duthou J.L., Guerrot C., Chenevoy M. (2002) - Les « granites à tablettesd'orthose » du Vivarais, témoins d'un magmatisme post-épaississement d'âgeDinantien inférieur ; identification d'une unité géologique Nord-Ouest-Vivarais. C.R.Geosci., 334, p. 741-747.

Briot D., Poidevin J.L. (1998) - Sr isotope stratigraphy of some Rupelian carbonatedlaminites from the Limagne Basin: influence of seawater in the rift of the French Massifcentral? C.R. Acad. Sci., 326, p. 479-483.

Briot D. (1990) - Magma mixing versus xenocryst assimilation: The genesis oftrachyandesites in Sancy volcano, Massif central, France. Lithos, 25, p. 227-241.

Briot D., Cantagrel J.M., Dupuy C., Harmon R.S. (1991) - Geochemical evolution incrustal magma reservoirs: Trace-element and Sr-Nd-O isotopic variations in twocontinental intraplate series at Monts Dore, Massif central, France. Chemical Geology,89, p. 281-303.

Briot D., Poidevin J.L., Hugueney M. (2001) - Apports de l'étude isotopique Sr et Nddes sédiments cénozoïques de Limagne à la compréhension du fonctionnement du riftdu Massif central Français. Bull. Soc. Géol. Fr., 172, p. 17-24.

Casanova J., Négrel Ph, Kloppmann W., Aranyossy J.F. (2001) - Origin of deepsaline groundwaters in the Vienne granitoids (France). Constrains inferred from Boronand Strontium isotopes. Geofluids, 1, p. 91-102.

Casanova J., Négrel Ph., Petelet-Giraud E., Kloppmann W., Millot R. (2004) -Boron isotopes behaviour during weathering of silicate rocks. 13th V.M. GoldschmidtConference. 4.5.84, A432.

Chan L.H., Edmond J.M., Thompson G., Gillis K. (1992) - Lithium isotopiccomposition of submarine basalts : implications for the lithium cycle in the oceans.Earth and Planetary Science Letters, 108, p. 151-160.

Chan L.H., Edmond J.M., Thompson G. (1993) - A lithium isotope study of hotsprings and metabasalts from mid-ocean ridge hydrothermal systems. Journal ofGeophysical Research, vol. 98, p. 9653-9659.

Chauvel C. (1982) -Géochimie isotopique (Nd, Sr) et géochimie des éléments tracesdes basaltes alcalins du Massif central français : Contraintes pétrogénétiques etarguments en faveur du métasomatisme mantellique. Thèse, Univ Rennes. 180 p.

Chauvel C., Jahn B.M. (1984) - Nd-Sr isotope and REE geochemistry of alkali basaltsfrom the Massif central, France. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48, p. 93-110.

Clark I.D., Fritz P. (1997) - Environmental isotopes in hydrogeology, Lewis Publishers,328 p.



Coplen T.B., Hopple J.A., Böhlke J.K. et al. (2002) - Compilation of minimum andmaximum isotope ratios of selected elements in naturally occurring terrestrial materialsand reagents. U.S. Geological Survey, Water-Resources Investigations, Report 01-4222.

Craig H. (1961) - Isotopic variations in meteoric waters. Sciences, 133, p. 1702.

Criaud A., Fouillac C. (1986) - Etude des eaux thermominérales carbogazeuses duMassif central Français. II. Comportement de quelques métaux en trace, de l’arsenic,de l’antimoine et du germanium. Geochim. Cosmochim. Acta, 50, p. 1573-1582.

Dagallier A. (2004) - Assessment of Geothermal Energy Potential of the TertiaryLimagne Basin (France). Master of Science in Environmental, EngineeringEnvironment& Resources DTU, Technical University of Denmark, 74 p.

Desgranges P., Pepin D., Risler J.J., Baudron J.C., Bosch B. (1978) - Étudechimique et isotopique de l’eau minérale et des gaz thermaux de Royat. Cahiersd’Artériologie de Royat, t. VI, p. 14-25.

Downes H., Duthou J.L. (1988) - Isotopic and trace element arguments for the lowercrustal origin of Hercynian granitoids and Pre-Hercynian orthogneiss, Massif central,France. Chem. Geol., 68, p. 291-308.

Downes H. (1984) - Sr and Nd isotope geochemistry of coexisting alkaline magmaseries, Cantal, Massif central, France. Earth and Planetary Science Letters, 69, p. 321-334.

Duthou J.L., Cantagrel J.M., Didier J., Vialette Y. (1984) - Palaeozoic granitoids fromthe French Massif central: age and origin studied by 87Rb-87Sr system. Physics of TheEarth and Planetary Interiors, 35, p. 131-144

Duthou J.L, Chenevoy M., Gay M. (1998) - Evidence for, and consequences of,Middle Visean magmatism on the south side of the Pilat Massif, eastern French Massifcentral. C.R. Acad. Sci., 327, p. 749-754.

Flesch G.D., Anderson A.R., Svec H.J. (1973) - A secondary isotopic standard for6Li/7Li determinations. International Journal of Mass Spectrometry and Ion Physics, 12,p. 265-272.

Fouillac C., Michard G. (1979) - Estimation des températures des réservoirsalimentant les sources thermales de la Limagne. C.R. Acad. Sc. 289, p. 289-292.

Fouillac C. (1983) - Chemical geothermometry in CO2-rich thermal waters. Example ofthe French Massif central. Geothermics, 12, n° 2/3, p. 149-160.

Fouillac C., Michard G. (1981) - Sodium/Lithium ratio in water applied togeothermometry of geothermal reservoirs. Geothermics, 10, n° 1, p. 55-70.



Fouillac C., Fouillac A.M., Chery L. (1991) - Isotopic studies of deep and surfacewaters in the French Massif central. Proceedings of isotope techniques in waterresources development. Vienne, 11-15 mars 1991, p. 646-648.

Fournier R.O. (1977) - Chemical geothermometers and mixing models for geothermalsystems. Geothermics, 5, p. 41-50.

Fournier R.O. (1979) - A revised equation for the Na/K geothermometer. Geotherm.Res. Counc. Trans., 3, p. 221-224.

Fournier R.O., Truesdell A.H. (1973) - An empirical Na-K-Ca geothermometer fornatural waters. Geochim. Cosmochim. Acta, 37, p. 1255-1275.

Genter A., Giot D., Lieutenant N. et al. (2003) - Méthodologie de l’inventairegéothermique des Limagnes : Projet COPGEN, Compilation des données, RapportBRGM RP-52644-FR, 115 p.

Gerstenberger H., Möller P., Dulski P., Haase G. (1999) - Radiogenic Sr, Nd and Pbisotopes as tracers of the origin of mineral waters. International Symposium on IsotopeTechniques in Water Resources Development and Management, Vienne, Autriche, 10-14 mai 1999, IAEA-SM-349/11, p. 777-779.

Giggenbach W.F., Gonfiantini R., Jangi B.L., Truesdell A.H. (1983) - Isotopic andchemical compositions of Parbati Valley geothermal discharges, Northwest Himalaya,India. Geothermics, 12, p. 199-222.

Goldstein S.J., Jacobsen S.B. (1987) - The Nd and Sr Isotopic systematics of river-water dissolved material: implications for the sources of Nd and Sr in seawater. Chem.Geol., 66, p. 245-272.

Grasby S.E., Hutcheon I., Krouse H.R. (2000) - The influence of water–rockinteraction on the chemistry of thermal springs in western Canada. AppliedGeochemistry 15, 439-454.Lloyd, RM. 1967. Oxygen-18 composition of oceanicsulfate. Science, 156, p. 1228-1231.

Gurenko A.A., Chaussidon M. (1997) - Boron concentrations and isotopiccomposition of the Icelandic mantle: evidence from glass inclusions in olivine. ChemicalGeology, 135, p. 21-34.

Henderson P. (1984) - General geochemical properties and abundances of the rareearth elements. In: P. Henderson (Editor), Rare earth element geochemistry. Elsevier,Amsterdam, p. 343-373.

Huh Y., Chan L.H., Zhang L., Edmond J.M. (1998) - Lithium and its isotopes in majorworld rivers : implications for weathering and the oceanic budget. Geochimica etCosmochimica Acta, vol. 62, p. 2039-2051.

Huh Y., Chan L.H., Edmond J.M. (2001) - Lithium isotopes as a probe of weatheringprocesses : Orinoco river, Earth and Planetary Science Letters, 194, p. 189-199.



Ishikawa T., Nakamura E. (1992) - Boron isotope geochemistry of the oceanic crustfrom DSDP/ODP Hole 504B. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, p. 1633-1639.

Johannesson K.H., Lyons W.B. (1995a) - Rare earth element geochemistry of ColourLake, an acidic freshwater lake on Axel Heiberg Island, Nothwest Territories, Canada.Chemical Geology, 119, p. 209-223.

Johannesson K.H., Stetzenbach K.J., Hodge V.F. (1995b) - Speciation of the rareearth element neodymium in groundwaters of the Nevada Test Site and YuccaMountain and implications for actinide solubility. Applied Geochemistry, 10, p. 565-572.

Johannesson K.H., Lyons W.B., Stetzenbach K.J., Byrne R.H. (1995c) - Thesolubility control of rare earth elements in terrestrial waters and the significance ofPO43- and CO32- in limiting dissolved rare earth concentrations: a review of recentinformation. Aquatic Geochemistry 1, p. 157-173.

Kharaka Y.K., Lico M.S., Law-Leroy M. (1982) - Chemical geothermometers appliedto formation waters, Gulf of Mexico and California basins. AAPG Bulletin, 66, 5, p. 588.

Kharaka Y.K., Specht B.J., Carothers W.W. (1985) - Low-to-intermediate subsurfacetemperatures calculated by chemical geothermometers. The American Association ofPetroleum Geologists. Annual Convention, Book of Abstracts, New Orleans, p. 24-27.

Kharaka Y.K., Mariner R.H. (1989) - Chemical geothermometers and theirapplications to waters from sedimentary basins. In: Thermal History of Sedimentarybasins, S.C.P.M. special volume, p. 99-117.

Kloppmann W., Négrel Ph., Casanova J. et al. (2001) - Halite dissolution derivedbrines in the vicinity of a Permian salt dome (N German Basin). Evidence from boron,strontium, oxygen and hydrogen isotopes. Geochimica Cosmochimica Acta, 65, p.4087-4101.

Krimissa M. (1995) - Application des méthodes isotopiques à l’étude des eauxthermales en milieu granitique (Pyrénées, France). Thèse univ. Paris XI, BRGM, 225 p.

Krouse H.R. (1980) - Sulphur isotopes in our environment. In: Handbook ofEnvironmental Isotope Geochemistry, vol. 1, Fritz P. and Fontes J.Ch. Eds. Elsevier, p.435-471.

Longinelli A. (1989) - Oxygen-18 and Sulphur-34 in dissolved oceanic sulphate andphosphate. In: Fritz P. and Fontes J.C. Eds. Handbook of environmental isotopegeochemistry. Elsevier Publ., 3, p. 219-255.

Michard G., Stettler A., Fouillac C., Ouzounian G., Mandeville D. (1976) -Subsuperficial changes in chemical composition of the thermomineral waters of Vichybasin : geothermal implications. Geochemical Journal, 10, p. 155-161.

Michard G. (1979) - Géothermomètres chimiques. Bull. du BRGM (2e série), SectionIII, n° 2, p. 183-189.



Michard G., Fouillac C., Vuataz F.D., Criaud A. (1987) - Étude chimique et modèled'évolution des eaux minérales du Cézallier. Géologie de la France, n° 4, mémoireGPF, tome 2, p. 133-144.

Michard G. (1990) - Behaviour of major elements and some trace elements (Li, Rb,Cs, Sr, Fe, Mn, W, F) in deep hot waters from granitic areas. Chem. Geol., 89, p. 117-134.

Michard G., Beaucaire C. (1993) - Les eaux thermales des granites de galice(Espagne) : des eaux carbogazeuses aux eaux alcalines. Chemical geology, 110, p.345-360.

Mizutami Y., Rafter T.A. (1969) - Oxygen isotopic composition of sulphates, 3.Oxygen isotopic fractionation in the bisulphate ion-water system. NZ J. Sci., 12, p. 54-59.

Moldovani E.P., Walter L.M., Land L.S. (1993) - Strontium, boron, oxygen andhydrogen isotope geochemistry of brines from basal strata of the Gulf Coastsedimentary basin, USA. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, p. 2083-2099.

Möller P., Dulski P., Gerstenberger H., Morteani G., Fuganti A. (1998) - Rare EarthElements, yttrium and H, O, C, Sr, Nd and Pb isotope studies in mineral waters andcorresponding rocks from NW Bohemia Czech Republic. Applied Geochemistry, 13, p.975-994.

Mossadik H. (1997) - Les isotopes du bore, traceurs naturels dans les eaux : Mise aupoint de l’analyse en spectrométrie de masse à source solide et applications àdifférents environnements. Thèse, univ. Orléans, 224 p.

Négrel Ph., Fouillac C., Brach M. (1997a) - Variations spatio-temporelles de lacomposition chimique et des rapports 87Sr/86Sr des eaux minérales de la Limagned'Allier. C.R. Acad. Sci., Paris, série II, 324, p. 119-124.

Négrel Ph, Fouillac C., Brach M. (1997b) - Occurrence of mineral water springs in thestream channel of the Allier River (Massif central, France) : chemical and Sr isotopeconstraints. J. of Hydrol., 203, p. 143-153.

Négrel Ph. (1999) - Geochemical study in a granitic area, the Margeride, France:chemical element behavior and 87Sr/86Sr constraints. Aquatic Geochemistry, 5, p. 125-165.

Négrel Ph., Guerrot C., Cocherie A., Azaroual M., Brach M., Fouillac C. (2000) -Rare Earth Elements, neodymium and strontium isotopic systematics in mineral waters:evidence from the Massif central, France. Applied Geochemistry ,15, p. 1345-1367.

Négrel Ph., Petelet-Giraud E. (2002) - Rare Earth Elements and Neodymium IsotopicSystematic in the groundwaters of French Guiana. 12th V.M. Goldschmidt Conference.Geochimica et Cosmochimica Acta, 66 (15A), p. 548.



Négrel Ph., Petelet-Giraud E., Casanova J., Kloppmann W. (2002) - Boron isotopesignatures in the coastal groundwaters of French Guiana. Water Resources Research.10.1029/2002WR001299.

Négrel Ph, Pauwels H. (2004) - Interaction between different groundwaters in Brittanycatchments (France): characterizing multiple sources through strontium- and sulphurisotope tracing. Water Air and soil Pollution, 151, p. 261-285.

Ouzounian G., Michard G., Fouillac C., Beaucaire C. (1980) - Relations entre lesconcentrations des ions alcalins dans les eaux thermales sulfurées sodiques du midide la France. Chem. Geol., 30, p. 317-339.

Parkhurst D.L., Appelo C.A.J. (1999) - User's guide to PHREEQC (version 2). Acomputer program for speciation, batch-reaction, one-dimensional transport, andinverse geochemical calculations: U.S. Geological Survey Water-ResourcesInvestigations Report 99-4259, 312 p.

Pearson F., Rightmire C. (1980) - Sulphur and oxygen isotopes in aqueous sulphurcompounds. In: P. Fritz and J.C. Fontes, Editors, Handbook of Environmental Isotopes.Geochemistry, p. 227–258.

Pearson F.J., Balderer W., Loosli H.H. et al. (1991) - Applied isotope hydrogeology, acase study in northern switzerland. Studies in Environmental Science, 43, 439 p.

Petelet-Giraud E., Casanova J., Chery L., Négrel Ph., Buchaert S. (2003) -Méthodologie de caractérisation isotopique (δ18O et δ2H) du signal météorique actuel :application au quart sud-ouest de la France. Accepté à La Houille Blanche.

Pin C. (1989) - Essai sur la chronologie et l'évolution géodynamique de la chaînehercynienne d'Europe (thèse de sciences naturelles), Thèse d’état, université deClermont-Ferrand, 514 p.

Pin C., Duthou J.L. (1990) - Sources of Hercynian granitoids from the French Massifcentral : inferences from Nd isotopes and consequences for crustal evolution. Chem.Geol., 83, p. 281-296.

Pin C., Paquette J.L. (2002) - Le magmatisme basique calcoalcalin d’âge dévono-dinantien du nord du Massif central, témoin dune marge active hercynienne :arguments géochimiques et isotopiques Sr/Nd: Sr-Nd isotope and trace elementevidence for a Late Devonian active margin in northern Massif-Central (France).Geodinamica Acta, 15, p. 63-77.

Reed M.H., Spycher N.F. (1984) - Calculation of pH and mineral equilibria inhydrothermal waters with application to geothermometry and studies of boiling anddilution. Geoch. Cosmo. Acta, 48, p. 1479-1492.

Serra H., Sanjuan B. (2003) - Synthèse bibliographique des géothermomètreschimiques. Rapport final BRGM/RP-52430-FR, 61 p.



Serra H., Petelet-Giraud E., Négrel Ph. (2003) - Inventaire du potentiel géothermiquede la Limagne (COPGEN). Synthèse bibliographique de la géochimie des eauxthermales. Rapport BRGM/RP-52587-FR, 84 p.

Smith M.P., Yardley B.W.D. (1996) - The boron isotopic composition of tourmaline asa guide to fluid processes in the southwestern England orefield: An ion microprobestudy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, p. 1415-1427.

Taylor B.E., Wheeler M.C., Nordstrom D.K. (1984) - Isotope composition of sulphatein acid mine drainage as measure of bacterial oxidation. Nature, 308, p. 538–541.

Teng F.Z., McDonough W.F., Rudnick R.L. et al. (2004) - Lithium isotopiccomposition and concentration of the upper continental crust. Geochimica etCosmochimica Acta, 68, p. 4167-4178.

Tomascak P.B., Tera F., Helz R.T., Walker R.J. (1999) - The absence of lithiumisotope fractionation during basalt differentiation : new measurements by multicollectorsector ICP-MS. Geochimica et Cosmochimica Acta, vol. 63, p. 907-910.

Tonarini S., Armienti P., D’Orazio M., Innocenti F. (2001) - Subduction-like fluids inthe genesis of Mt. Etna magmas: evidence from boron isotopes and fluid mobileelements. Earth and Planetary Science Letters, 192, p. 471-483.

Tonarini S., Leeman W.P., Civetta L., et al. (2004) - B/Nb and 11B systematics in thePhlegrean Volcanic District, Italy. Journal of Volcanology and Geothermal Research,133, p. 123-139.

Tricca A., Stille P., Steinmann M., et al. (1999) - Rare earth elements and Sr and Ndisotopic compositions of dissolved and suspended loads from small river systems in theVosges mountains (France), the river Rhine and groundwater. Chemical Geology, 160,p. 139-158.

Van Everdingen R.O., Shakur M.A., Krouse H.R. (1982) - Isotope geochemistry ofdissolved, precipitated, airborne and fallout sulphur species associated with springsnear Paige mountain, Norman Range, Northwest Territtories. Canadian journal of EarthSciences, 19, p. 1385-1407.

Van Stempvoort D.R., Krouse H.R. (1994) - Controls of 18O in sulfate: review ofexperimental data and application to specific environments. In: C.N. Alpers and D.W.Blowes (Eds), Environmental Geochemistry of Sulfide Oxidation, ACS SymposiumSeries 550, Washington, D.C., p. 446-480.

Vengosh A. (1992) - Boron isotope variations during brine evolution and water-rockinteractions. In: Water-rock Interactions, Kharaka & Maest (eds.), Balkena, Rotterdam.WRI6, p. 965-967.

Verma S.P., Santoyo E. (1997) - New improved equations for Na/K, Na/Li and SiO2geothermometers by outlier detection and rejection. Jour. of Volcano. and Geotherm.Research, 79, p. 9-23.



Wattinne A. (2004) - Évolution d’un environnement carbonaté lacustre àbioconstruction en Limagne Bourbonnaise. Thèse de Doctorat, Muséum d’HistoireNaturelle, Paris, 280 p.

Williamson B.J., Shaw A., Downes H., Thirlwall. M.F. (1996) - Geochemicalconstraints on the genesis of Hercynian two-micas leucogranites from the Massifcentral, France. Chem. Geol., 127, 25-42.

Centre scientifique et techniqueService eau

3, avenue Claude-GuilleminBP 6009 – 45060 Orléans Cedex 2 – France – Tél. : 02 38 64 34 34

caractéristiques hydrogéochimiques et isotopiques d'eaux thermo

Documents