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Hydrogéologie des massifs de péridotites

de Nouvelle-Calédonie

Bilan des connaissances et hypothèses de travail

Julie JEANPERT

Octobre 2010

Service de Géologie de la Nouvelle-Calédonie (SGNC) Direction de l'Industrie, des Mines et de l'Energie de Nouvelle-Calédonie (DIMENC)

1 ter rue E. Unger, Vallée du Tir - BP 465 - 98 845 Nouméa Cédex, Nouvelle-Calédonie

Hydrogéologie des massifs de péridotites – Bilan des connaissances et hypothèses de travail

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Service de Géologie de la Nouvelle-Calédonie (SGNC)Direction de l'Industrie, des Mines et de l'Energie de Nouvelle-Calédonie (DIMENC)

1 ter rue E. Unger, Vallée du Tir - BP 465 - 98 845 Nouméa Cédex, Nouvelle-Calédonie

Hydrogéologie des massifs de péridotites

de Nouvelle-Calédonie

Bilan des connaissances et hypothèses de travail

Julie JEANPERT

Octobre 2010


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Mots clés : Péridotites, hydrogéologie, nappe des saprolites, aquitard, pseudo-karst, fracturation, méthodologie.

Référence bibliographique :

Jeanpert J, 2010, Hydrogéologie des massifs de péridotites de Nouvelle-Calédonie. Bilan des connaissances et hypothèses de travail.


Synthèse

Les massifs de péridotites recouvrent près d’un tiers de la superficie de la Grande-Terre de Nouvelle-Calédonie. Répartis sur le territoire sous forme de klippes sur la côte Ouest, et d’une vaste nappe au Sud - Sud Est, les massifs de péridotites et leur altération sont étudiés depuis plus d’un siècle pour leurs minerais de Nickel, mais aussi de Fer, Chrome et Cobalt. Si la minéralisation et la genèse des gisements, ainsi que le rôle de l’hydrogéologie et de la paléohydrogéologie ont été étudiés par Avias (1978) puis Trescases (1973) et Leguéré (1976) pour expliquer la genèse et la destruction des gîtes riches, la ressource en eau dans les massifs et les circulations des eaux souterraines dans les péridotites sont encore peu connues et comprises.

Les études réalisées sur la Nouvelle-Calédonie tendent à montrer que la nappe des péridotites constitue un aquifère multicouche potentiellement intéressant en terme de stockage en eau. Aux différents niveaux d’altération des massifs sont associés plusieurs niveaux aquifères ou aquitard. Ainsi une nappe temporaire est associée au niveau supérieur formé de la cuirasse et de l’horizon nodulaire, un niveau semi-imperméable dont la porosité est importante correspond aux latérites, et enfin l’aquifère principal traverse les saprolites grossières et les péridotites fracturées. Ces formations ont, à l’échelle du massif, une capacité de stockage importante dans le manteau d’altération et dans les fractures et pourraient jouer le rôle de régulateur pour les débits des cours d’eau. Par ailleurs, les mécanismes de transport dans le massif et le comportement pseudo-karstique observés dans les péridotites posent des questions importantes et fondamentales sur l’impact sur la ressource d’une activité potentiellement polluante.

Au regard des interrogations actuelles une méthodologie est proposée pour répondre aux questions concernant (i) la recharge du système et plus précisément de chaque niveau aquifère du système, (ii) le système pseudo-karstique observé dans les niveaux saprolitiques et péridotitique fracturé, et (iii) le fonctionnement du système multicouche complexe, hétérogène et anisotrope.


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Sommaire

I. Introduction.................................................................................................7

II. Présentation générale des massifs de péridotites ..................................8

II.1 Contexte structural et géologique .................................................................8

II.1.1 Géodynamique régionale et géologie générale de la Nouvelle-Calédonie ...8

II.1.2 Géologie simplifiée des péridotites ...............................................................9

II.2 L’altération des massifs de péridotites........................................................11

II.2.1 Processus de l’altération.............................................................................11

II.2.2 Fracturation et tectonique ...........................................................................12

II.2.3 Profil d’altération des péridotites.................................................................12

II.2.4 Géomorphologie .........................................................................................14

III. Cas d’études et premiers résultats .........................................................17

III.1 Le massif de Tiébaghi.................................................................................17

III.1.1 Contexte géologique et géomorphologique ................................................17

III.1.2 Fonctionnement hydrogéologique du massif de Tiébaghi ..........................18

III.2 Le massif du Sud ........................................................................................22

III.2.1 Contexte géologique et géomorphologique ................................................22

III.2.2 Fonctionnement hydrogéologique du massif du Sud..................................23

III.3 Modèle conceptuel préliminaire ..................................................................27

III.3.1 Modèle conceptuel du système aquifère multicouche ................................27

III.3.2 Modèle conceptuel du fonctionnement hydrogéologique des massifs de péridotites ...................................................................................................28

IV. Problématiques et méthodologie ............................................................31

IV.1 Entrée et sortie du système hydrogéologique ............................................31

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IV.1.1 Bilan hydrologique et alimentation des nappes ..........................................31

IV.1.2 Sortie du système hydrogéologique ...........................................................34

IV.1.3 Méthodologie ..............................................................................................34

IV.2 Fonctionnement du karst ............................................................................35

IV.2.1 Altération, fracturation et karst ....................................................................35

IV.2.2 Paléoclimats et altération............................................................................36

IV.2.3 Fonctionnalité du karst................................................................................37

IV.2.4 Méthodologie ..............................................................................................37

IV.3 Système aquifère multicouche....................................................................39

IV.3.1 Aquifères et aquitard...................................................................................39

IV.3.2 Méthodologie ..............................................................................................40

V. CONCLUSION............................................................................................42


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Liste des figures

Figure 1 : Carte structurale simplifiée du Sud-Ouest Pacifique (Cluzel, 2006)............................. 8

Figure 2 : (a) Schéma structural et géologie simplifiée de la Nouvelle-Calédonie et (b) coupes structurales et modèle d’obduction ((a) Maurizot et Vendé-Leclerc (2009), (b) Cluzel et al.(2001)) ..................................................................................................................................... 10

Figure 3 : Profil d'altération classique et nomenclature calédonienne, anglaise et française (Pelletier, 2001) ........................................................................................................................... 13

Figure 4 : Schéma d’une doline d’effondrement (Genna et al., 2005a) ...................................... 14

Figure 5 : Principales étapes de la morphogénèse des massifs de péridotites de Nouvelle-Calédonie (Genna et al., 2005a) ................................................................................................. 15

Figure 6 : Evolution du modelé des péridotites (Trescases, 1975) ............................................. 16

Figure 7 : Profil d'altération des péridotites observé sur le massif de Tiébaghi et directions d’écoulement dans le profil (SLN, 2009) ..................................................................................... 19

Figure 8 : Caractéristiques hydrodynamiques et physico-chimiques de base des horizons d'altération : 1. cuirasse, 2. horizon nodulaire, 3. latérite rouge et jaune, 4. saprolite grossière, 5. péridotites (Join et al., 2005) ................................................................................................... 20

Figure 9 : Unités hydrogéologiques et valeurs de la conductivité hydraulique (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009) .......................................................................................................... 23

Figure 10 : Modèle de fonctionnement hydrogéologique des péridotites du massif du Sud, extrait de (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009)......................................................................... 25

Figure 11 : Profil d’altération et niveaux hydrogéologiques des péridotites (modifié de (Pelletier, 2001)) .......................................................................................................................... 27

Figure 12 : Discontinuités horizontales observées sur le massif de Tiébaghi ............................ 29

Figure 13 : Caractéristiques hydrodynamiques du profil d'altération mesurées sur le massif de Tiébaghi et le massif du Sud ....................................................................................................... 30

Figure 14 : Composantes du bilan hydrologique......................................................................... 32

Figure 15 : Karsts inférieur et supérieur d’après Genna et al. (2005b)....................................... 36

Figure 16 : Figures caractéristiques du karst, d’après Bakalowic (1999) ................................... 38


I. Introduction

Les massifs de péridotites recouvrent près d’un tiers de la superficie de la Grande-Terre de Nouvelle-Calédonie. Répartis sur le territoire sous forme de klippes sur la côte Ouest, et d’une vaste nappe au Sud - Sud Est, les massifs de péridotites et leur altération sont étudiés depuis plus d’un siècle pour leurs minerais de Nickel, mais aussi de Fer, Chrome et Cobalt. Si la minéralisation et la genèse des gisements, ainsi que le rôle de l’hydrogéologie et de la paléohydrogéologie ont été étudiés par Avias (1978) puis Trescases (1975) et Leguéré (1976) pour expliquer la genèse et la destruction des gîtes riches, la ressource en eau dans les massifs et les circulations des eaux souterraines dans les péridotites sont encore peu connues et comprises. Enfin, le transport de polluant dans les eaux souterraines n’a pas été étudié.

Les études réalisées sur la Nouvelle-Calédonie tendent à montrer que la nappe des péridotites constitue un aquifère potentiellement intéressant. Bien que leur perméabilité puisse être modeste, ces formations ont une capacité de stockage importante, dans le manteau d’altération et dans les fractures, qui pourrait jouer le rôle de régulateur pour les débits des cours d’eau. Ces hypothèses doivent être vérifiées et validées. Par ailleurs, les mécanismes de transport dans le massif et le comportement pseudo-karstique observé dans les péridotites posent des questions importantes et fondamentales sur l’impact d’une activité potentiellement polluante sur la ressource en eau.

Afin de mieux comprendre l’hydrogéologie des massifs de péridotite, il est présenté dans ce document de façon synthétique l’histoire géologique de la Nouvelle-Calédonie et notamment la mise en place des massifs ultrabasiques. Ensuite est décrite la géomorphologie des massifs et les profils d’altération observés, qui apportent des indices sur le fonctionnement hydrogéologique des massifs. Enfin un état des lieux de la connaissance de l’hydrogéologie des massifs de Tiebaghi d’une part, et du Sud d’autre part, seront présentés avant de proposer un premier modèle conceptuel de fonctionnement hydrogéologique. Pour terminer, les problématiques non résolues aujourd’hui seront exposées et des pistes d’études seront proposées.

Notons que dans ce rapport sont désignés par massifs ultrabasiques les massifs de péridotites, appelés aussi massifs miniers ou encore massifs ultramafiques dans la littérature. Le terme de massif ophiolitique est aussi rencontré dans la bibliographie calédonienne, mais son usage est parfois source de confusion puisque la séquence ophiolitique est incomplète en Nouvelle-Calédonie. En effet, un complexe ophiolitique complet est un ensemble comportant schématiquement de bas en haut : (i) des péridotites, (ii) des gabbros et des péridotites lités à structures de cumulats, (iii) des basaltes en coussins ou pillow lavas. Sur la Grande-Terre seule une partie du complexe est observé : la partie inférieure jusqu’aux gabbros cumulats en ce qui concerne l’ophiolite obductée à l’Eocène. Ainsi le terme d’ophiolite ne sera pas utilisé dans ce rapport pour désigner les massifs de péridotites même, mais uniquement pour désigner l’ensemble complet, tel qu’il est défini en géologie (Foucault et Raoult, 2003).


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II. Présentation générale des massifs de péridotites

II.1 CONTEXTE STRUCTURAL ET GEOLOGIQUE

II.1.1 Géodynamique régionale et géologie générale de la Nouvelle-Calédonie

Détachée de l’Australie au Crétacé, la Nouvelle-Calédonie constitue l’extrémité septentrionale de la ride de Norfolk qui porte aussi la Nouvelle-Zélande. L’évolution géologique et structurale régionale de la Grande-Terre de la Nouvelle-Calédonie peut être synthétisée en deux grandes périodes (Figure 1) (Cluzel, 2006) :

Déchirure continentale de la marge Est-Gondwanienne au Crétacé supérieur qui sépare la Nouvelle-Calédonie du continent australien;

Obduction ophiolitique néo-calédonienne par charriage de la croûte océanique et du manteau du bassin Sud-Loyauté sur la ride de Norfolk à 37 Ma.

Figure 1 : Carte structurale simplifiée du Sud-Ouest Pacifique (Cluzel, 2006)

Présentée sur la Figure 2, la géologie de la Nouvelle-Calédonie est constituée de deux grands ensembles :

Le soubassement ancien, d’âge Carbonifère supérieur à Crétacé inférieur (300–100 Ma) constitué d’un patchwork d’unités accrétées à la marge gondwanienne avant le Crétacé supérieur ;

L’ensemble post-Crétacé inférieur, représenté par la couverture sédimentaire autochtone du socle « gondwanien » et par des unités allochtones à des degrés divers, dont les massifs ophiolitiques.

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II.1.2 Géologie simplifiée des péridotites

La nappe des péridotites de Nouvelle-Calédonie est principalement constituée de harzburgite massive (constituée d’olivine et d’orthopyroxène) et d’abondantes masses de dunite (olivine à ≈ 90%). Les plus volumineuses de ces masses de péridotites affleurent dans le Sud et sont parfois surmontées de roches ultrabasiques à basiques, aux structures de cumulats (Montagne des Sources, Nahoué, Prony). Ces roches grenues présentent un litage matérialisé par l’alternance de bancs plus ou moins riches en feldspath, provenant de la cristallisation fractionnée et de la ségrégation des différentes phases minérales au sein de chambres magmatiques.

Un important cortège de filons, plus abondants sur la partie Est de la nappe, est associé aux poches de dunites ; ces filons présentent des termes ultrabasiques à basiques de type feldspathique : dolérites, gabbros, wherlites, etc. ; ils sont fréquemment déformés, aplatis ou cisaillés, voire recristallisés dans le faciès amphibolite, et accompagnent des discontinuités de direction NW-SE et NE-SW, bien visibles dans la topographie. On trouve aussi des serpentinites qui jalonnent les principaux accidents à l’intérieur des péridotites.

Enfin, des intrusions acides tardives recoupent la nappe des péridotites et parfois son substratum (granodiorites de Poum et de Saint-Louis).

Dans le massif de Tiébaghi affleurent des lherzolites et des lherzolites à feldspath. D’importantes concentrations de chromite se situent généralement sur ce contact harzburgites-lherzolites.

Enfin, il est nécessaire et important de mentionner la serpentinite. Elle est présente d’une part à la base de la nappe ophiolitique obductée dont elle constitue la semelle, et d’autre part sous forme de filons recoupant la nappe ophiolitique. Selon le degré de serpentinisation des péridotites, la minéralisation en nickel est très variable, et inversement proportionnelle.


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Figure 2 : (a) Schéma structural et géologie simplifiée de la Nouvelle-Calédonie et (b) coupes structurales et modèle d’obduction ((a) Maurizot et Vendé-Leclerc (2009), (b) Cluzel et al.(2001))

a) b)

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II.2 L’ALTERATION DES MASSIFS DE PERIDOTITES

II.2.1 Processus de l’altération

Dans des conditions d’altération tropicale, les péridotites se décomposent rapidement et jusqu’à de grandes profondeurs, plus vite et plus profondément que toutes les autres roches. Les processus d’altération en Nouvelle-Calédonie sont à la fois mécaniques et chimiques, et sont à l’origine d’un manteau latéritique épais de plusieurs dizaines de mètres, riche en nickel.

Les gîtes nickélifères altéritiques comprennent deux catégories :

Les gîtes « riches » de type silicaté où la teneur en nickel est essentiellement due à la présence de silicates ferro-magnésiens nickélifères (appelés souvent minerais garniéritiques) ;

Les gîtes « faibles teneurs » de type oxydé dits latéritiques où la teneur en nickel est due à un enrichissement de la phase résiduelle hydroxydée (goethite surtout) en ions nickel.

L’altération chimique des péridotites consiste en l’hydrolyse des silicates constitutifs de la roche, l'olivine et les pyroxènes, et est à l’origine de la genèse des gîtes nickélifères. L’hydrolyse des silicates s’apparente à une simple dissolution, avec évacuation des éléments les plus solubles et immobilisation sur place, sous forme de composés amorphes, du résidu ferrugineux insoluble. Les éléments solubles représentent plus de 80% de la roche initiale.

Dans la zone d’altération au-dessus de la péridotite saine, la teneur en silice n’est qu’à peine modifiée par rapport à la roche initiale alors que la teneur en MgO a nettement diminué. En conséquence, la teneur en oxydes de fer passe de moins de 10% à 10-20% et les autres métaux lourds (Ni, Cr, Co) s'enrichissent aussi de plusieurs fois la teneur originelle et la lixiviation presque complète du magnésium (nodule de giobertite) s’accompagne de l’apparition de niveaux de magnésie affleurant au pied des reliefs de l’ophiolite. Le fer, à l’instar du manganèse reste in situ, et avec lui un cortège d’éléments traces spécifiques aux péridotites tels que nickel, cobalt, chrome. L’accumulation des résidus conduit à la formation d’un manteau latéritique couronné par une cuirasse.

Sur harzburgite, on trouve souvent un niveau d’altération dans lequel subsistent encore de nombreuses boules saines de péridotite. Sur dunite en revanche on observe une altérite plus homogène, terreuse, sur un front d’altération plus continu (Wirthmann, 1966).

Le second processus de l’altération consiste en l’entrainement des éléments fins résidus de l’altération chimique, au contact de la roche saine ou de la cuirasse avec la masse moins cohérente du manteau d’altération. Ce soutirage provoque l’apparition de cavités et d’effondrements.

La combinaison de l’altération chimique et mécanique contribue ainsi à l’augmentation des vides qui peuvent être colmatés par le transport des particules fines. La grande variation de volume, conséquence de la résorption partielle des matériaux, s’accompagne de l’affaiblissement de la texture et de la résistance mécanique et de la formation d’horizons de faibles densités et de sols qualifiés en géotechnique de « sols métastables ». Des tassements des terrains naturels peuvent intervenir, des failles de faible extension (géographique) accompagnant souvent les processus de tassements différentiels. Ces sols métastables sont, sous conditions climatiques humides, très


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sensibles aux processus d’érosion interne générés par les écoulements souterrains de faible ou moyenne profondeur ((Ledoux et al., 2007) ; (Maurizot et al., 2002) ; (Maurizot et al., 2004)).

Ainsi la fracturation des péridotites est étroitement liée à l’altération chimique, la première guidant l’autre ou inversement ; l’altération est aussi mécanique, et a un effet inverse et colmate ces mêmes fissures. En parallèle, l’altération des péridotites s’accompagne d’effets dynamiques comme les tassements, éboulements et glissements dus à la perte en volume des blocs de péridotites et à la plasticité de la latérite inférieure ((De Chatelat, 1947) ; (Genna et al., 2005a) et (2005b).

II.2.2 Fracturation et tectonique

Il est important de tenir compte de la fracturation des péridotites qui guide la genèse des gîtes nickélifères. On distingue la préstructuration, telle que définie par Prinzhofer et al. (1980) et la néotectonique étudiée par Lagabrielle et al. (2005), Cluzel et al. (2001).

Ces derniers (Lagabrielle et al., 2005) observent des failles extensives sur le massif du Sud, qui recoupent les dépôts pre- et syn-obduction, et les péridotites. La tectonique extensive qui affecte la Nouvelle-Calédonie à l’Oligocène et au Miocène (et qui correspond à la phase post- mise en place des massifs de péridotites), est suivie par une néotectonique quaternaire (due au bombement lithosphérique liée à la subduction actuelle, et/ou au rebond isotasique), représentée par des failles normales orientées N90, N40-50, N0-10, et plus rarement N140. Ces processus tectoniques ont un rôle fondamental sur l’altération et la genèse des gîtes nickélifères. Cependant aujourd’hui l’importance relative de la néotectonique par rapport à l’altération physico-chimique n’est pas bien définie.

II.2.3 Profil d’altération des péridotites

Le profil « classique » de l’altération des péridotites est constitué de cinq niveaux principaux, de la surface du sol en descendant dans le profil :

La cuirasse : massive, aussi appelée ferricrête, composée principalement de fer (goethite et/ou hématite), elle peut être vacuolaire à un stade avancé de démantèlement de la cuirasse ;

La grenaille, ou horizon nodulaire, gravillonnaire : niveau constitué de nodules de fer centimétriques à décimétriques dans une matrice fine latéritique;

La latérite rouge, ou « terre rouge » : contient des éléments de granulométrie variée, toutes les structures de la roche sont remaniées ; on y trouve presque exclusivement de la goethite ;

La latérite jaune, appelée aussi saprolite fine : composée d’éléments très fins (goethite et hématite) qui lui confèrent une texture plutôt plastique, mais elle est totalement dépourvue de minéraux argileux (sauf cas d’intrusion locale ou différenciation de roches calco-alcalines (granodiorites, diorites, etc.)) (Avias, 1978) ; cet horizon conserve les structures héritées de la roche mère ;

La saprolite, ou saprolite grossière : contient des fragments de roches incomplètement altérées, de taille supérieure à la taille de libération des cristaux, emballés dans une matrice de latérite ; elle est chimiquement très hétérogène.

Les essais de tomographie électrique réalisés sur le site de Tiébaghi (Robineau et al., 2007) ont montré que la conductivité électrique de la saprolite grossière est supérieure à celle de la saprolite fine. Il a par ailleurs été démontré que la résistivité de la saprolite

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grossière est indépendante du degré de saturation de cet horizon, et que l’origine de cette variation est géochimique.

La péridotite : la roche-mère, très diaclasée et souvent fracturée.

La Figure 3 présente le profil d’altération et les termes équivalents anglo-saxons. Notons que l’épaisseur des différents horizons est très variable, le passage d’un horizon à l’autre n’est pas uniquement vertical mais peut être latéral ou oblique, et les profils sont quelquefois tronqués par l’érosion, plus ou moins fortement remaniés. Enfin, on retrouve parfois plusieurs profils superposés.

Figure 3 : Profil d'altération classique et nomenclature calédonienne, anglaise et française (Pelletier, 2001)


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II.2.4 Géomorphologie

II.2.4.1 Les modelés karstiques Wirthmann (1966) note que la sensibilité particulière de la péridotite à l’altération chimique a pour conséquence que cette roche, au moins en conditions tropicales humides, est susceptible de développer de véritables modelés karstiques.

Les dolines d’effondrement (Figure 4) sont les principaux témoins de cette morphologie. Observées sur les différents massifs, elles correspondent à des dépressions hectométriques dues soit à une fragilisation profonde, tassement et effondrement, soit à des écoulements concentrés sous la cuirasse, ayant généré l’entrainement de matière puis effondrement ; elles sont capables de se développer de façon régressive, vers l’amont hydraulique.

Figure 4 : Schéma d’une doline d’effondrement (Genna et al., 2005a)

L’observation des dolines dégagées par l’exploitation minière montre des phénomènes de soutirage, susceptibles d’entrainer en profondeur les niveaux les plus superficiels dont l’horizon nodulaire et les boulders de cuirasse dans des conduits souterrains. Les conduits pseudo-karstiques les plus importants observés se situent à l’aplomb de grandes failles minéralisées ou à leur voisinage immédiat. L’alignement de plusieurs dolines en surface peut ainsi traduire en profondeur la présence d’une faille majeure. Les dolines et l’ensemble des dépressions associées, en connexion avec les écoulements souterrains complexes, se substituent par endroit au réseau hydrographique de surface (Maurizot et al., 2002).

Les multiples directions des fractures principales sont propices au développement de ces dolines. L’épaisseur d’altération des péridotites augmente au niveau des fractures ouvertes (sillons dans le socle) et diminue au dessus des secteurs moins fracturés. Cependant, à l’inverse des karsts en milieu carbonaté, le drainage karstique sera sans doute limité beaucoup plus tôt dans son développement, du fait de la quantité de résidus d’altération transportés, et de leur très faible perméabilité. Les poches karstiques sont ainsi bouchées à un stade relativement précoce de leur formation et les dolines étanchées.

Les dolines observées sur la plupart des massifs de péridotites sont les principaux points d’infiltration et d’alimentation de ces réseaux karstiques ; cependant elles peuvent aussi constituer des points de décharge des eaux souterraines, de résurgence (c’est le cas des points d’eau du massif du Sud comme le lac Robert), empruntant la discontinuité hydraulique provoquée par une doline d’effondrement préexistante.

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Enfin, les fontis sont aussi les témoins de l’existence de cavités souterraines dans les massifs. Résultant de l’effondrement à faible profondeur des sols extrêmement fragiles, ils sont notamment observés dans le massif du Sud.

Par ailleurs, à l’échelle pluri-hectométrique ou pluri-kilométrique, on parle de « cellules de résorption » (Figure 5), résultant de l’approfondissement d’un profil d’altération avec développement de processus intense de lixiviation et lessivage des horizons supérieurs. Ces dépressions sont souvent endoréiques, marécageuses et retiennent des lacs. Elles ont pour vocation à long terme à se combler partiellement par colluvionnement ou alluvionnement. Elles peuvent être hydrauliquement connectées à d’autres zones par les écoulements souterrains profonds. C’est le cas à grande échelle de la Plaine des Lacs. On peut penser que les différents processus à l’origine de ces cellules de résorption se développent sur des temps géologiques et se poursuivent très lentement aujourd’hui.

Figure 5 : Principales étapes de la morphogénèse des massifs de péridotites de Nouvelle-Calédonie (Genna et al., 2005a)

II.2.4.2 Géomorphologie L’étude des formes du relief sur la Nouvelle-Calédonie a révélé certains indices sur le fonctionnement de ces massifs.

La limite de la nappe des péridotites observable très précisément autour des reliefs élevés, correspond au passage des croupes massives et des arêtes aux chainons de collines basses incisées. Wirthmann (1966) s’intéresse à la formation des aplanissements en milieu tropical et compare les deux versants de la Grande-Terre et observe que sur la cote Est, plus humide et plus densément incisée, les restes d’aplanissement sont toujours plus démantelés, à même altitude, que sur la cote Ouest, sous le vent. Ces niveaux inférieurs sur péridotites sont susceptibles d’être rencontrés à toutes les altitudes. Ce même auteur conclut qu’au cours du bombement de l’île la formation d’aplanissements sur péridotite s’est déroulée en plusieurs phases. Elle a pu ensuite se poursuivre et s’élargir, au cours d’une période plus ou moins longue, par le fait d’une sorte d’auto-renforcement lié à l’existence préalable d’une couverture de produits d’altération.

Genna et al. (2005b) partent des mêmes observations géomorphologiques pour expliquer la mise en place des minéralisations. Ils décrivent l’existence d’un karst ancien, formé sur les failles tectoniques, et d’un karst récent dû à l’altération uniquement. L’altération mécanique associée au réseau karstique implique la formation d’un modelé particulier, qui rapporté à une échelle de temps importante, et sur un massif étendu, peut


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être à l’origine de la géomorphologie en plateaux, comme celle observée dans le massif du Sud par exemple. La Figure 6 présente l’évolution géomorphologique des massifs proposé par Trescases (1975) et reprend les mêmes concepts à l’origine du modèle de la Figure 5.

Figure 6 : Evolution du modelé des péridotites (Trescases, 1975)

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III. Cas d’études et premiers résultats

Afin de construire un premier modèle conceptuel du fonctionnement hydrogéologique des péridotites, cette partie présente les principales données, interprétations et résultats acquis sur deux massifs de Nouvelle-Calédonie : le massif de Tiébaghi et le massif du Sud. Certains paragraphes sont directement extraits des documents suivants : (Join et al., 2005; SLN, 2009; Robineau et al., 2007; Golder Associates, 2008; Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009).

Le tableau de la Figure 13, en fin de cette partie, présente les données mesurées sur les massifs de péridotites : Tiébaghi et Grand Massif du Sud.

III.1 LE MASSIF DE TIEBAGHI

III.1.1 Contexte géologique et géomorphologique

Le massif se situe sur la côte Ouest de la Nouvelle-Calédonie sur la commune de Koumac, et se caractérise par un sommet en forme de plateau avec une pente relativement faible (environ 8%) orienté vers l’Ouest, et des crêtes et des versants abrupts (pente comprise entre 15 et 30%).

Le plateau sommital de Tiébaghi se présente comme une importante surface cuirassée découpée en marche d’escalier et inclinée vers le Sud-Ouest. Ce très faible relief est le résultat d’une altération poussée, de type karstique avec des dépressions fermées (dolines) et des points d’infiltration (dolines d’effondrement et avens). Le relief s’organise morphologiquement selon quatre directions structurales (Robineau et Join, 2005) :

N140°: axe d’allongement du plateau, surtout à l’Est avec peu de répliques sur les versants ;

N20° et N60° très fréquentes, qui dessinent le relief des versants d’amont en aval et de manière rapprochée et bien individualisée ;

N110°, très bien matérialisée dans le Nord (Fantoche) et nombreuses répliques discontinues et peu étendues dans les versants.

L’étude géomorphologique du plateau de Tiébaghi met en évidence une karstification du massif. Tout d’abord, les avens (trous en surface de quelques centimètres à décimètres de diamètre, et de quelques décimètres à mètres de profondeur) sont alignés dans les directions des familles structurales et associés à une végétation hydrophile. Les dolines sont aussi observées sur le plateau, avec des particularités propres au massif de Tiébaghi ; les dolines endoréiques, moins fréquentes, sont concentriques sans exutoire, associées à des bassins versants de quelques hectares au maximum, dont le fond est généralement colmaté ; l’eau peut y stagner. L’autre type de dolines observé exclusivement sur le plateau représente une surface cumulée d’environ 35 ha (10% du plateau). Elles marquent un replat, ou une dépression en forme de cuvette très évasée, au pied de la rupture de pente. Enfin, les cirques de versant correspondent à une morphologie en formes concaves semi-circulaires (100 à 350 mètres de diamètre) relativement régulières qui correspondent à l’amont de chaque creek, creusé dans les latérites.

Le plateau de Tiébaghi présente une évolution karstique très prononcée. Une morphologie de dolines, effondrements, pertes temporaires, vallée sèche, typique des formations karstiques, s’étend à tout le plateau et ses rebords. De grandes alvéoles (cirques) festonnent le rebord de la cuirasse, avec en contrebas des gouttières ou sillons


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de latérites épaisses, délimitées parfois par des structures et des brèches et associées la plupart du temps à des sources.

Le profil d’altération observé sur le massif de Tiebaghi présente deux niveaux particuliers appelés « Horizons de transition » non observés sur les autres massifs et appelés Horizon Supérieur Acide (HSA) et Gley ; ils se présentent sous forme lenticulaire, non continus, et sont définis ainsi :

HSA : horizon particulier entre latérites franches et altérites terreuses ayant une composition chimique intermédiaire entre la latérite et la saprolite et une texture identique à celle des saprolites terreuses. Il se distingue par un caractère très alumineux. La frange de saprolite très terreuse contient fréquemment des smectites, de forte porosité. Sa répartition est mal connue ;

Gley : horizon pédologique hydromorphe et réducteur, qui se forme lorsque le régime hydrique est stationnaire avec saturation d’eau. La majeure partie des gleys a tendance à se développer juste sous les HSA, au sein de saprolites terreuses. Ils présentent des teneurs en Co et Mn assez élevées par rapport à la moyenne du massif. Sa répartition est également mal connue. La présence de gley met en évidence une zone saturée en permanence, ou ayant subi des phases alternées d’aération ou de saturation. Observé dans les dolines (aujourd’hui inactives et exploitées) le gley est exploité pour le nickel.

La Figure 7 présente le profil observé sur le massif de Tiébaghi, et les directions d’écoulement des eaux dans le profil.

III.1.2 Fonctionnement hydrogéologique du massif de Tiébaghi

Les études (Join et al., 2005) réalisées sur le massif de Tiebaghi ont permis de distinguer plusieurs niveaux hydrogéologiques et de mesurer les caractéristiques hydrodynamiques (présentées sur la Figure 8) :

La cuirasse située en zone vadose constitue un milieu de « roches dures » à fissures ouvertes dont les caractères hydrodynamiques sont difficiles à appréhender. Très perméable, cette couche de surface favorise l’infiltration. Elle est associée à une végétation originale dont le rôle évapotranspirant reste à quantifier ; la circulation est rapide ;

à la base de la cuirasse, l’horizon nodulaire présente de nombreux vides et permet un écoulement de sub-surface, à l’origine de nombreuses sources temporaires en bordure de plateau. Il forme une surface piézométrique parallèle à la topographie. Il participe au maintien de l’écoulement vers les dépressions de la cuirasse (dolines) et les sources de bordure de plateau. En période de pluies cet écoulement se met en charge sous la cuirasse et des émergences apparaissent à travers les fissures de la cuirasse. Sur le massif de Tiébaghi, les débits des rares sources pérennes sont inférieurs à 2,0 l.s-1 (SLN, 2009) ;

Les horizons de latérite rouge et jaune forment un aquitard ; niveau semi-perméable caractérisé par de rares zones de suintement observables uniquement en hautes eaux ; des discontinuités horizontales à très faible perméabilité : 10-9

m.s-1 traduisent une anisotropie verticale de la perméabilité (Kv < Kh). La porosité des latérites est supérieure à 40% et contribue au caractère capacitif du système. Cette couche réservoir tamponne l’alimentation des horizons sous-jacents ;

Les saprolites grossières, au toit de la roche mère, forment un niveau de base avec les sources les plus importantes, dont les débits sont compris entre 2 et 5 l.s-1. Cette couche permet une circulation souterraine latérale au toit du socle de roches saines et l’alimentation des principales résurgences des versants. Sur le

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plan géochimique, cet horizon est le lieu principal de la minéralisation des eaux d’infiltration.

Figure 7 : Profil d'altération des péridotites observé sur le massif de Tiébaghi et directions d’écoulement dans le profil (SLN, 2009)


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Plus profondément, des suintements dans la roche mère attestent l’extension de l’écoulement souterrain dans les fractures du socle.

Les relevés piézométriques traduisent un gradient d’écoulement identique au pendage général de la structure, de direction Ouest.

Figure 8 : Caractéristiques hydrodynamiques et physico-chimiques de base des horizons d'altération : 1. cuirasse, 2. horizon nodulaire, 3. latérite rouge et jaune, 4. saprolite grossière, 5. péridotites (Join et

al., 2005)

Une étude de la zone du Dôme (SLN, 2009) qui se situe dans la partie Nord du massif de Tiébaghi apporte quelques éléments supplémentaires. Deux cartes piézométriques ont été construites en mai 2007, l’une correspondant à la nappe des latérites, et l’autre à la nappe des saprolites (saprolites grossières et péridotites fracturées). Il est observé que :

La nappe des latérites possède une charge supérieure à celle des saprolites ;

Certains secteurs présentent des différences de charges importantes entre les deux nappes, pouvant être attribuées à :

o Un meilleur drainage de la strate des saprolites/péridotites fracturées ;

o Et/ou à une épaisseur plus importante des HSA et du gley pouvant être considérés comme des horizons semi-imperméables ;

Le tarissement de la nappe des saprolites est globalement plus rapide que celui de la nappe des latérites ;

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L’amplitude piézométrique des saprolites (comprise entre 2 et 10 m, avec une moyenne de 4 m) est plus important que celui des latérites (comprise entre 0 et 7 m, avec une moyenne de 3 m) ;

La nappe des latérites réagit à des évènements pluviométriques plus faibles que la nappe des saprolites.

Ainsi, l’étude comparative de ces données met en évidence que :

La nappe supérieure des latérites a un comportement moins drainant mais elle réagit plus facilement aux apports de la pluviométrie ;

La nappe des saprolites marque un niveau piézométrique plus bas ; son système de drainage est mieux développé mais l’alimentation de la nappe se fait moins facilement.

Lors d’une étude antérieure sur le même massif (Join et al., 2005), l’installation d’un piézomètre multiple crépiné dans les trois niveaux hydrogéologiques (horizon nodulaire, latérites et saprolites) montre qu’il existe un gradient d’écoulement vertical de 0,01 à 0,07 qui met en évidence le drainage du système par les fractures du socle.


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III.2 LE MASSIF DU SUD

III.2.1 Contexte géologique et géomorphologique

Le massif du Sud se caractérise par une succession de plateaux et bassins d’altitude décroissante du Nord-Ouest vers le Sud-Est, individualisés par des séries de crêtes rocheuses. Deux grandes familles de failles sont recensées : N120-130° et N20-30°.

Wirthmann (1966) étudie la géomorphologie de ce massif et décrit un paysage de moyenne et haute montagne dans lequel des surfaces d’aplanissement se présentent à toutes les altitudes possibles sans apparaître comme des éléments du paysage. Les plateaux et bassins qui se succèdent sont généralement bien individualisés par une série de crêtes rocheuses.

La morphogénèse du massif du Sud a été expliquée en 1953 (Arnould et Avias, 1953) par le remplissage de bassins tectoniques. Cependant, Wirthmann (1966) dit que l’altération profonde et la karstification de la péridotite expliquent sans difficulté la genèse des bassins d’une part, et leur maintien d’autre part, car ils sont en formation d’un coté et en cours de destruction de l’autre, se trouvant haut perchés au-dessus de la mer et en même temps à proximité immédiate de la côte.

Sur le bassin de Prony, ce même auteur (Wirthmann, 1966) distingue plusieurs modelés, avec des surfaces d'aplanissement correspondant à des stades plus ou moins avancés de la formation des bassins et les définissent ainsi :

Les chainons montagneux qui entourent le bassin : sols peu développés, surface affleurant montre des lapiaz1, zone d’infiltration pour la nappe ;

Le piémont proche : couverture épaisse de produits d’altération et de sols, saturée en permanence, sous laquelle la karstification s’étend latéralement et vers l’amont ; zone d’infiltration des eaux de ruissellement sur le versant dominant ;

Les surfaces d’aplanissement : stables, elles portent des lacs et marais ; des profils d’altération très épais empêchent l’infiltration. L’érosion régressive entaille les épais produits de décomposition et permet l’exhaure rapide du karst dans un large cercle d’influence. Le mouvement actif de l’eau et les volumes de dissolution en creux importants permettent la formation de dolines profondes ;

Les vallées, avec les rivières qui s’écoulent sur la cuirasse ferrugineuse qui se révèle résistante à l’érosion mécanique.

Plus tard Avias (1978) décrit la Plaine des Lacs comme une plaine basse dont le remplissage ferralitique est surmonté d’ « inselbergs » de péridotites, avec la possibilité de plusieurs cuirasses sur un même profil, et de reliques de gîtes riches de plateaux enfouis sous le remplissage allochtone. Ce concept de superposition d’unités glissées est d’ailleurs repris par Genna et al. (2005b) à partir d’observations faites sur plusieurs massifs.

L’autre particularité du massif du Sud est l’épaisseur de son manteau d’altération, pouvant atteindre 80 m par endroit.

1 Lapiaz : surface de roche creusée par dissolution de trous, cannelures, ou rigoles. Utilisé dans le cas de roches calcaires ou dolomitiques.

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III.2.2 Fonctionnement hydrogéologique du massif du Sud

Les résultats et interprétations présentés dans cette section sont issus des rapports de Vale Inco (2009) et Golder Associates (2008).

Des données de pompages d’essai ou de test in situ type essai Porchet ou essai Packer ont permis d’évaluer les caractéristiques hydrodynamiques à différents niveaux du manteau d’altération du massif du Sud.

La Figure 9 présente la conductivité hydraulique mesurée au niveau des différents horizons d’altération (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009). Il apparaît que la cuirasse est localement très perméable et les latérites peu perméables à imperméables. Enfin, avec une perméabilité supérieure à 10-4 m/s, la perméabilité de la base de la saprolite est élevée, de type fracturée.

Figure 9 : Unités hydrogéologiques et valeurs de la conductivité hydraulique (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009)

A partir des observations de terrain et des mesures hydrogéologiques, sont définies trois unités hydrogéologiques (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009):

Un aquifère supérieur : à la base de la cuirasse, l’horizon nodulaire présente de nombreux vides et permet un écoulement de subsurface non pérenne, à l’origine de nombreuses sources temporaires observables en bordure de plateaux. Lors de forts évènements pluvieux, cet écoulement peut se mettre en charge sous la cuirasse et des émergences apparaissent à travers les fissures de la cuirasse. Les eaux d’émergence participent ponctuellement aux débits des rivières et des creeks. La nature primaire de la porosité de cet aquifère est purement matricielle ;

Une unité semi-perméable (aquitard) constituée par la latérite rouge et jaune participe à la stratification des aquifères. La nature primaire de la porosité de cet aquitard est purement matricielle ;

L’aquifère principal : il correspond essentiellement à la saprolite grossière au toit de la roche mère. La nature primaire de la porosité de cet aquifère est également


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purement matricielle. Cette unité est le siège de la nappe la plus importante en termes de flux d’eau. Elle est généralement captive avec l’existence de niveaux artésiens en situation de hautes eaux, observables uniquement en bordure de plateau. Cet aquifère est à l’origine du débit de base des rivières pérennes présentes dans le massif du Sud.

Un réseau pseudo-karstique a été mis en évidence sur le massif de Goro lors d’un essai de traçage réalisé par Vale Inco en 2008. Ce réseau semble suffisamment ouvert et développé pour permettre une circulation rapide des eaux souterraines sur de longues distances, avec possibilité de transfert de flux entre bassins et phénomènes d’entrainement de matière en provenance du profil d’altération.

Ces observations de terrain ont permis de définir deux types de dolines, soit superficielles liées à l’entrainement de matériaux sous la cuirasse, soit profondes associées à des failles permettant des écoulements très rapides en profondeur dans le profil, et/ou dans le socle rocheux. Les dolines dans lesquelles se développe un écosystème dans un environnement marécageux ont tendance à être considérées comme inactives sans que cela soit réellement prouvé. En revanche, il apparaît évident que les dolines constituant les points bas des bassins endoréiques sont connectées au système profond.

Par ailleurs, un fontis de plus de deux mètres de diamètre s’est aussi formé en février 2009 au niveau de la verse à stérile, résultant de l’effondrement d’une cavité souterraine.

Vale Inco (2009) explique ces observations par l’existence de failles d’extension régionale associées à des phénomènes de perte de matière dans les profils d’altération. Elles coupent les massifs et permettent la connexion de cellules d’écoulement souterrain a priori hydrogéologiquement indépendantes. Ainsi les barrières rocheuses qui séparent les cellules n’ont pas toujours le rôle de barrière pour les écoulements souterrains mais sont au contraire le lieu d’écoulement très rapide. Le mode de fonctionnement de ces barrières rocheuses doit être étudié en fonction des précipitations. La Figure 10 présente les deux modes de fonctionnement de l’aquifère principal du massif de péridotites du Sud.

Le fonctionnement hydrogéologique du massif du Sud peut être décrit au travers de deux fonctions (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009) :

Une fonction de transfert aux frontières des cellules, activée lors de fortes précipitations seulement et caractérisée par des écoulements très rapides au travers de la fracturation ;

Une fonction capacitive propre à chaque cellule, caractérisée par des écoulements lents et tamponnés.

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Figure 10 : Modèle de fonctionnement hydrogéologique des péridotites du massif du Sud, extrait de (Vale Inco Nouvelle-Calédonie, 2009)


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Sur les piézomètres du bassin de la Kué, les variations du niveau piézométrique de la nappe des saprolites atteignent plusieurs dizaines de mètres sur une durée de quelques heures (Folio, 2010) or a priori c’est le niveau aquitard sus-jacent qui tamponne l’alimentation et recharge la nappe principale ; plusieurs hypothèses pourraient expliquer ce fonctionnement :

L’existence de très nombreuses ouvertures au sein de l’aquitard, malgré l’absence de fracturation préalable ; il est nécessaire de vérifier cette hypothèse à partir des caractéristiques rhéologiques des latérites ;

L’importance de la diffusivité de l’aquifère principal qui facilite le passage d’ondes de pression ; l’origine de ces ondes de pression est à rechercher dans la mise en charge des fractures en bordure de cellule sans recharge significative de la cellule, et ce uniquement lors des évènements pluvieux ; il est nécessaire de regarder de près le mécanisme de fonctionnement d’un karst et les gradients de pression qu’il doit exister pour satisfaire aux observations.

Une recharge possible de l’aquifère principal par la fracturation en bordure de cellule, si et seulement si la mise en charge des failles est suffisante en intensité et en durée pour provoquer une inversion locale du gradient hydraulique en période de pluie.

D’après le bilan hydrologique établi par Vale sur le plateau de Goro, en prenant compte la forte perméabilité des terrains fracturés, il semble ne pas y avoir assez d’eau pour à la fois honorer les débits constatés dans les rivières et permettre des transferts importants et réguliers de flux souterrains au travers des linéaments. Les flux circulant via les linéaments sont vus comme des phénomènes ponctuels durant les épisodes pluvieux.

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III.3 MODELE CONCEPTUEL PRELIMINAIRE

III.3.1 Modèle conceptuel du système aquifère multicouche

Les études réalisées sur les massifs de Tiébaghi d’une part, et du Sud d’autre part, ont montré que les massifs de péridotites peuvent être assimilés à un aquifère multicouche constitué de trois niveaux aquifères ou aquitard, localisés dans les différents niveaux, ou horizons, du manteau d’altération. La Figure 11 présente le profil d’altération et le « découpage » hydrogéologique associé.

Figure 11 : Profil d’altération et niveaux hydrogéologiques des péridotites (modifié de (Pelletier, 2001))

Ces études ont donc permis de distinguer trois niveaux hydrogéologiques :

L’aquifère supérieur, temporaire : correspond à la cuirasse, milieu de « roches dures » à fissures ouvertes, très perméable, et à l’horizon nodulaire sous-jacent, horizon nodulaire présentant de nombreux vides ;

Cette couche de surface favorise l’infiltration, et est très réactive aux évènements pluvieux ; la circulation y est rapide et de nombreuses sources temporaires en bordure de plateau y sont recensées ; l’eau qui s’y infiltre peut aussi percoler en profondeur dans une fracture ou un chenal ouvert du substratum péridotitique ; il est associé à une végétation originale dont le rôle évapotranspirant reste à quantifier.

L’aquitard, ou unité semi-perméable, correspond aux niveaux de latérites rouge et jaune (ou encore latérites et saprolites fines, terreuses); il est caractérisé par de rares zones de suintement, observables uniquement en hautes eaux ;

La porosité des latérites est forte et contribue au caractère capacitif du système. Cette couche réservoir tamponne l’alimentation des horizons sous-jacents.


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L’aquifère principal semi-captif : correspond au niveau des saprolites grossières et aux péridotites fracturées au toit de la roche mère; elles sont le lieu d’une circulation souterraine horizontale au toit des roches saines et alimentent les principales résurgences des versants. La circulation de l’eau y est aisée, la roche étant très altérée, plus ou moins vacuolisée, ayant perdu sa masse mais conservé son volume. Sur le plan géochimique, cet horizon est le lieu principal de la minéralisation des eaux d’infiltration.

Le ralentissement des flux verticaux peut être lié aux « barrages » de perméabilité comme les roches saines, les serpentinites, les zones silicifiées. Ces barrages permettent de piéger le nickel, qui serait « détruit » par drainage autrement (Avias, 1978).

Plus profondément, des suintements dans la roche mère attestent de l’extension de l’écoulement souterrain dans les fractures du socle. Cependant aucune étude, ni aucune donnée n’existe sur l’état de fracturation des péridotites saines, or si l’on se réfère à l’étude des péridotites d’Oman (Dewandel et al., 2005), des fractures même de l’ordre du micromètre peuvent être à l’origine d’une conductivité hydraulique faible mais non négligeable. Dans cette étude Dewandel et al. (2005) montrent que les fissures observées sur le massif lui confèrent une conductivité hydraulique de l’ordre de 10-7 m/s. Le coefficient d’emmagasinement mesuré est de l’ordre de 0.1%, et est attribué aux microfractures (20 à 100 µm de large) mesurées sur les échantillons de roche.

La Figure 13 présente les caractéristiques hydrodynamiques mesurées sur les massifs de Tiébaghi (Alpha et Dôme) et sur le massif du Sud (zone de Goro).

III.3.2 Modèle conceptuel du fonctionnement hydrogéologique des massifs de péridotites

Le système hydrogéologique associé au manteau d’altération des péridotites et les modelés karstiques observés sur les massifs, amènent à souligner l’hétérogénéité verticale associée aux différents niveaux d’altération mais aussi l’hétérogénéité horizontale associée aux seuils et fossés observés dans le manteau d’altération et liés à la fracturation, au drainage et au fonctionnement pseudo-karstique des massifs.

Le substrat péridotitique est affecté par des anisotropies diverses reflétant une variation de la composition lithologique et/ou une structuration tectonique héritée. Il est clair que les accidents préexistants introduisent un contrôle directionnel dans la progression de l’altération qui utilise préférentiellement ces discontinuités.

La Figure 12 présente une transition horizontale entre le niveau saprolitique et le niveau latéritique observé sur le massif de Tiébaghi.

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Figure 12 : Discontinuités horizontales observées sur le massif de Tiébaghi

L’autre caractéristique importante du fonctionnement hydrogéologique concerne les modes de fonctionnement du système qui varient avec les évènements pluvieux, mis en évidence par le suivi des débits des creeks et sources sur les massifs de péridotites. Les mécanismes de l’écoulement mis en jeu dans le cas d’un régime de pluie « moyen » et dans le cas d’un évènement important, intense, sont différents.

L’étude des crues révèle que l’amplitude des variations de ce débit peut aller de 1 à 10 000 (Trescases, 1975). Le contexte hydrogéologique du massif intervient de deux manières : par l’écoulement de surface au niveau de la nappe supérieure contrôlée par sa capacité d’infiltration et son degré de saturation, et par la contribution de la nappe principale qui draine de plus gros volumes.

Sur Goro, le fonctionnement karstique est observé lors des forts évènements pluvieux au niveau des sources. La variation du débit de la source de la Truu est quasi instantanée mais s’explique par la contribution d’un conduit, voire d’une cavité remplie d’eau, puisque les essais de traçage montrent que l’arrivée du traceur est postérieure à l’arrivée du front d’eau.

saprolite

zone de transiton

latérite


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K (m/s)

mesuré

S

(-)

Nombre de

mesures pH Conductivité

(µs/cm)

Porosité (type ou valeur)

Observations

Tiébaghi Fissures 6 15-25 Fissures Cuirasse Goro >10-4 Perméabilité localement élevée

Tiébaghi ? 6 25-50 ? Horizon nodulaire Goro 6.10-7 matricelle

A l’origine de sources temporaires Perméabilité modérée

Tiébaghi [1,3- 3,1] .10-7 1,0.10-7 représentatif pour Join

et al., 2005 >12

40-110 75 représentatif

pour Join et al., 2005 4,0.10-1

Anisotropie verticale : Kv < Kh liée à la présence de discontinuités horizontales à

très faible perméabilité (10-9 m/s)

Perméabilité faible à modérée

Latérite rouge et

jaune Goro [6.10-10 – 5,6.10-5] matricielle

Aquitard

5,8.10-7 2,0.10-4 2 Mesurées sur Dôme

Tiébaghi [1,7 - 4,3] .10-6 1,0.10-6 représentatif pour Join et al., 2005

7,5 110 2,0.10-1

(i) 3.10--7 - 6.10-6 (i) Perméabilité modérée (non fracturée)

Saprolite grossière

Goro (ii) >10-4

>8 matricielle

et/ou fracturée (ii) Perméabilité élevée (fracturée)

5,8.10-7 2 Saprolites/péridotites mesurées sur Dôme

5,7.10-7 1,05.10-3 2 Péridotites/ péridotites karstifiées

mesurées sur Dôme Tiébaghi

Fissures 9 400 fissures Mesurées sur Alpha

Péridotite

Goro [6,7.10-10 – 2,4.10-5] > 102 Perméabilité modérée

Les cases non remplies correspondent à une information manquante, non communiquée dans les rapports étudiés.

Figure 13 : Caractéristiques hydrodynamiques du profil d'altération mesurées sur le massif de Tiébaghi et le massif du Sud


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IV. Problématiques et méthodologie

Les premières observations réalisées sur les massifs de péridotites de Nouvelle-Calédonie font poser nombre de questions sur le fonctionnement hydrogéologique des massifs et la méthodologie à appliquer pour mieux comprendre leur fonctionnement.

Il apparaît nécessaire de mieux cerner les entrées du système hydrogéologique par le calcul de l’infiltration et des flux descendants et/ou ascendants dans le profil, ainsi que les sorties du système par le recensement des sources et creeks. Par ailleurs, les caractéristiques hydrodynamiques mais aussi géochimiques, rhéologiques et mécaniques le long du profil d’altération des massifs doivent être étudiées.

Il est aussi indispensable de se poser la question de l’échelle spatiale et temporelle à laquelle le système doit être étudié.

En effet, le système peut être abordé tant à l’échelle microscopique qu’à l’échelle macroscopique. Le volume de référence peut être :

l’échantillon ;

le profil d’altération et le système multicouche pseudo-vertical ;

la cellule géomorphologique ou le bassin versant ;

ou le massif : du type klippe de la côte Ouest sur lequel les exutoires peuvent être recensés, ou du type bassins-plateaux du massif du Sud.

Enfin il est aussi nécessaire d’aborder la question de l’échelle des temps à considérer pour l’étude d’un phénomène observé sur le massif :

de quelques heures pour le transport en milieu fracturé/karstique ;

à des millions d’années pour la formation de la géomorphologie actuelle ;

en passant par le temps nécessaire à la genèse et l’évolution du réseau pseudo-karstique.

Les sections suivantes présentent les questionnements actuels et proposent une méthodologie pour y apporter des éléments de réponse.

IV.1 ENTREE ET SORTIE DU SYSTEME HYDROGEOLOGIQUE

Cette première section présente l’état des connaissances actuelles du bilan hydrologique et son application aux massifs de péridotites de la Nouvelle-Calédonie.

IV.1.1 Bilan hydrologique et alimentation des nappes

Le bilan hydrologique correspond à la balance des flux d’eau de surface (précipitations, évapotranspiration, ruissellement et variation de la réserve utilisable par les plantes) et permet de connaître les flux entrant dans le système hydrogéologique. C’est un des paramètres fondamentaux pour l’étude des systèmes aquifères.


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L’infiltration correspond à la quantité d’eau qui pénètre dans le sol et arrive à la nappe ; elle régit la teneur en eau dans le sol et dans le cas d’une pollution, elle joue sur la vitesse de transport mais aussi la teneur en polluant dans le sol et dans les eaux souterraines.

L’infiltration est estimée à partir d’un bilan hydrologique qui quantifie les apports et les pertes en eau à l’entrée d’un système hydrologique. Il est établi pour une période et un lieu donnés, et il tient compte de la constitution des réserves en eau du sol et des prélèvements ultérieurs sur ces réserves. Le bilan hydrologique s’applique tant à l’échelle d’une parcelle de quelques mètres carrés, qu’à l’échelle d’un bassin versant d’une centaine de kilomètres carrés.

Il fait intervenir cinq grandeurs exprimées en volume d’eau par unité de surface (l/m², ou plus généralement mm), que sont (Figure 14) :

P : les précipitations, c’est-à-dire la quantité de pluie reçue par unité de surface, pendant l’intervalle de temps considéré ;

ETR : l’EvapoTranspiration Réelle, c’est-à-dire l’évaporation par une surface libre et la transpiration par les plantes ;

R : le Ruissellement, c’est-à-dire la quantité d’eau qui ruisselle à la surface du sol et alimente l’écoulement de surface collecté par le réseau hydrographique ;

I : l’Infiltration, c’est-à-dire la part des précipitations qui parvient dans le sol, au-delà de la profondeur racinaire et qui alimente le stock d’eau souterraine ;

RFU : la variation de la Réserve Facilement Utilisable (RFU), c’est-à-dire la variation des réserves en eau utilisables par les plantes dans la zone racinaire.

Le bilan hydrologique s’écrit de la façon suivante, avec les termes correspondant aux apports (P), aux pertes (ETR, R et I) et aux variations de stock (RFU) :

RFUIRETRP

Figure 14 : Composantes du bilan hydrologique


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A partir des données de précipitations associées à d’autres paramètres météorologiques comme l’humidité de l’air, l’ensoleillement ou la température, il est possible de calculer l’infiltration et ainsi la recharge en eau souterraine d’un aquifère (Jeanpert, 2005).

IV.1.1.1 Précipitations La Nouvelle-Calédonie se situe en zone intertropicale, soumise à deux périodes climatiques marquées : une saison sèche (septembre-décembre) et une saison humide (février-avril). La répartition des précipitations est fonction du relief et de l’exposition au vent. La côte au vent (côte Est) est beaucoup plus arrosée que la côte sous le vent (côte Ouest).

Si les tendances sont connues, côte Ouest plus sèche et Sud humide, saison sèche ou humide, les précipitations sont extrêmement variables d’une année à l’autre (précipitations annuelles sur Nouméa de 1058 mm en moyenne sur la période 1971-2000, avec un minimum de 460 mm en 1969 et un maxima de 1760 mm en 1989). Cette observation exclut la possibilité de travailler sur des valeurs moyennes, et nécessite au contraire un grand nombre d’années d’observations, sur plusieurs points d’un bassin versant.

IV.1.1.2 Végétation

La végétation tient un rôle primordial dans le bilan hydrologique à travers l’évapotranspiration d’une part, et le ruissellement d’autre part.

Le comportement évapotranspirant de la végétation est pris en compte dans le calcul de l’évapotranspiration potentielle (méthode de Penman) par l’intermédiaire de l’albédo qui correspond à la fraction reflétée du rayonnement solaire par la surface du sol et qui dépend de la nature de la surface, de la quantité d’eau dans le sol et des conditions atmosphériques (Musy et Soutter, 1991). En parallèle, la nature de la végétation a une incidence directe sur les volumes ruisselés.

En Nouvelle-Calédonie, il n’y a pas de mesure d’évapotranspiration qui fasse référence, et le ruissellement n’est pas aujourd’hui clairement quantifié ; cependant, un projet débute cette année dans le cadre du CNRT « Nickel et son Environnement » ayant pour but de répondre à ces inconnues.

A l’heure actuelle, c’est la nature de la végétation uniquement qui peut nous renseigner sur les volumes évapotranspirés et ruisselés. L’étude de différents massifs permet de référencer les types de végétation suivants : Les forêts (cunioniacées et myrtacées) à l’amont des bassins : forêts

humides sur les versants et surtout dans les talwegs (pandanus, palmiers, fougères), forêts sèches plus clairsemées sur les crêtes (kaori, bois de fer) ;

Le maquis, qui s’est souvent substitué à ces forêts (arbustes ligneux à feuilles vernissées) ;

La strate herbacée, souvent très pauvre.


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IV.1.2 Sortie du système hydrogéologique

L’exutoire du système hydrogéologique correspond aux sources, aux creeks en aval des bassins et massifs, et potentiellement à des sources en mer pour le massif du Sud.

Dans le cas des massifs type klippe, la géomorphologie en plateau permet la résurgence de nombreuses sources à différents niveaux du profil ; ainsi il est possible de quantifier les sorties de chaque niveau aquifère ou aquitard ; les écoulements verticaux ne pouvant être directement mesurés, ils seront estimés à partir du bilan hydrologique réalisé sur l’ensemble du profil.

Dans le massif du Sud, on distingue quelques petits bassins endoréiques dont l’exutoire est une doline d’infiltration qui évacue les eaux de ruissellement du bassin.

IV.1.3 Méthodologie

L’étude des entrées et sorties du système hydrogéologique peut être appréhendée à l’échelle du massif. Rappelons que si le cas des massifs de la côte Ouest est relativement classique : impluvium qui correspond à l’étendue du massif et exutoires types sources sur les flancs du massif, le cas du massif du Sud est bien plus complexe puisque la surface de l’impluvium et les exutoires du massif s’étendent au-delà des limites du bassin versant ou du plateau topographique.

Tout d’abord, quelque soit le massif, il est nécessaire de :

mesurer les précipitations en plusieurs points du massif, à différentes altitudes notamment;

mesurer les paramètres météorologiques permettant d’estimer les autres grandeurs du bilan hydrologique : ETP, ruissellement, etc ;

calculer l’infiltration diffuse à partir du bilan hydrologique ;

mesurer l’infiltration concentrée au niveau des dolines des bassins endoréiques, et des pertes sur les creeks.

Afin de boucler le bilan et calculer les sorties du système, il est nécessaire de :

Cartographier les sources et dolines de résurgence, pérennes ou temporaires ;

Mesurer leur débit ;

Mesurer les débits des cours d’eau traversant les bassins versants, en amont et en aval des massifs ;

Calculer les surfaces drainées par chaque source et construire les profils hydrologiques : débit = f(surface drainée).

Le calcul des surfaces drainées pour chaque source permet d’estimer la surface d’alimentation du massif et vérifier notamment la concordance avec l’étendue du plateau, ou du bassin versant hydrographique.


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Le bilan en eau ainsi réalisé à l’échelle du massif, via par exemple un modèle de réservoirs (vidange et remplissage des différents niveaux d’altération), permet de quantifier le volume d’eau stocké, appréhender le fonctionnement global du système et définir échelle à laquelle le système hydrogéologique peut être considéré comme un système fermé.

IV.2 FONCTIONNEMENT DU KARST

Les modelés karstiques sont observés sur les massifs de péridotites de la Nouvelle-Calédonie. Si leur formation est associée à l’altération supergène et à la fracturation, se pose la question de l’évolution temporelle du karst, son initiation et les conditions climatiques nécessaires à l’altération, son évolution responsable du modelé actuel, et les mécanismes de son fonctionnement.

IV.2.1 Altération, fracturation et karst

Le terme de « pseudo-karst » est usuellement employé pour désigner le comportement karstique observé sur les massifs de péridotites de Nouvelle-Calédonie, le terme karst étant réservé aux roches carbonatées, et donc au karst classique, de référence.

Les mécanismes de l’altération des massifs de péridotites sont chimiques et mécaniques. Elle peut impliquer l’olivine comme les pyroxènes. On sait que l’hydrolyse de certains éléments constitutifs des péridotites saines s’accompagne d’un entrainement des fines, contribuant à l’ouverture des fissures et diaclases de la roche mère et colmatant les ouvertures, voire les scellant.

La première question qui se pose est la pérennité du système de fissures au sein des horizons altérés. Etant donnée l’altération mécanique, il est difficile d’imaginer le karst actif avec des conduits ouverts qui traversent les formations d’altération supérieures, comme la latérite jaune dont les caractéristiques rhéologiques sont proches de celles d’un matériau à comportement plastique.

La seconde grande question concerne le développement du karst dans les saprolites et le lien avec la fracturation. Pour Genna et al. (2005b; 2005a) il existe un système de karst supérieur lié à l’altération qui se caractérise par des failles de glissement gravitaire, non affecté par la préstructuration, et un karst inférieur creusé dans la péridotite saine, développé selon les directions N135 et N40 liées à au bombement de l’île au Quaternaire (Figure 15). L’existence du karst supérieur décrit comme tel semble ambigu, et si les observations faites sur les massifs montrent en effet l’existence de failles listriques, le lien entre les fluides, les failles et la métallogenèse nécessite d’être approfondi.


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Figure 15 : Karsts inférieur et supérieur d’après Genna et al. (2005b)

IV.2.2 Paléoclimats et altération

Trescases (1975) évoque les fluctuations qu’a connues le climat au cours du Quaternaire. L’apparente permanence des récifs coralliens tout au long de cette période implique la persistance d’un climat chaud. Le régime des précipitations par contre a vraisemblablement varié dans une large mesure. Certaines particularités des profils d’altération ne semblent s’expliquer que par l’action d’épisodes nettement plus humides que le climat actuel (puissance et caractéristiques géochimiques des horizons ferrugineux sur péridotites, cuirasses bauxitiques sur gabbros). A l’extrémité Nord de la Nouvelle-Calédonie, on rencontre par ailleurs des paléosols fin-Tertiaire ou début Quaternaire présentant des caractères tropicaux très nets (Trescases, 1975).

Il n’est pas impossible d’autre part que les périodes glaciaires du Quaternaire se soient traduites en Nouvelle-Calédonie par des épisodes à climat plus sec que le climat actuel. Wirthmann (1966) évoque en effet la possibilité que le climat ait été sec, voire aride, au cours de la période glaciaire Würm, comme l’indiquent les croûtes calcaires ainsi que les dépôts alluviaux indurés en quartzite dans certaines secteurs de la côte Ouest.

Avant le Quaternaire, il est probable que l’altération ait été importante et les travaux actuels (Sevin et al., en prep.) montrent que dès leur mise en place les péridotites sont soumises à l’altération ; la datation des cuirasses par la méthode du paléomagnétisme montre des âges de l’ordre de 30 millions d’années sur le massif de Tiébaghi, et compris entre 20 et 30 Ma pour le massif du Sud.

A l’heure actuelle il semble intuitif de penser que l’altération est toujours active, sans doute de façon moindre qu’à ses débuts.

Synthèse géométrique des éléments structuraux et comportement mécanique des différentes lithologies d’un profil latéritique : (a) localisation de la faille listrique sur le profil des modelés,

(1) modelé latéritique ancien, (2) modelé de l’érosion actuelle

(b) structuration du profil, (c) superposition d’unités glissées, (d) association horizontale d’unités glissées, (e) failles hydroplastiques dans les latérites, (f) fracturation hydraulique dans les saprolites, (g) failles listriques et crack-seal à la base des saprolites, (h) localisation du karst supérieur et du karst inférieur dans l’édifice altéritique.


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IV.2.3 Fonctionnalité du karst

Une caractéristique très particulière d’un aquifère karstique est son évolution. Les milieux poreux et fissurés possèdent des propriétés graduellement variables mais stables dans le temps ; dans le cas du karst, les propriétés évoluent au cours du temps, bien qu’à l’échelle humaine cette évolution soit difficilement perceptible (Marsaud, 1997). Cette particularité est liée au fait que les vides n’ont pas une origine uniquement génétique et tectonique. Ils résultent de l’élargissement des vides par un processus d’érosion physico-chimique complexe : la karstification. Comme tout processus dynamique, il peut être décrit en fonction d’une équation thermodynamique générale :

Flux = Etat x Energie,

avec :

Flux = écoulement aux limites du système = flux d’eau ;

Etat = paramètres internes du système caractérisant son état = structure du système et son degré d’évolution à l’instant considéré = lithologie, porosité, fissuration ;

Energie = forces qui suscitent le flux = potentiel hydraulique déterminé par les conditions aux limites du système = potentiel de karstification.

L’évolution du système karstique montre une décroissance de son entropie, ce qui implique que le système tend à s’organiser. D’un point de vue thermodynamique on dit que le système est ouvert, il échange de la matière et de l’énergie. L’évolution du système aboutit à un développement plus ou moins important de la structure de drainage jusqu’à ce que s’établisse un équilibre.


Tout d’abord il est nécessaire de cartographier les sources, dolines, lapiaz, etc (Figure 16) caractéristiques d’un modelé karstique. Ce travail doit être répété à plusieurs reprises de sorte à suivre le fonctionnement des dolines qui peut évoluer en fonction du temps : zone d’infiltration ou de résurgence, active ou inactive.

L’observation et le suivi du niveau d’eau des dolines des massifs de la côte Ouest est indispensable car s’il est clair que sur le massif du Sud le fonctionnement est karstique (au moins localement), la question se pose sur les autres.

Ensuite, il est nécessaire d’étudier les conduits karstiques aujourd’hui actifs, et notamment définir leur taille et leur densité. Les méthodes qui pourraient être adoptées sont la tomographie électrique, qui à Tiébaghi a montré des résultats satisfaisants et intéressants (Robineau et al., 2007), la microgravimétrie ou le radar. La fiabilité des méthodes et leur répétabilité doit être vérifiée et confrontée à des données de forages.

Enfin un essai de traçage doit être réalisé pour reconnaître les circulations souterraines et délimiter notamment les limites d’alimentation d’une source. Cette étape de reconnaissance achevée, la réalisation d’un traçage de simulation pourra fournir des données sur la vitesse de transport et la restitution d’un éventuel polluant.

Les questions liées à l’existence du karst au travers du manteau d’altération, et notamment au sein des latérites, pourraient trouver quelques éléments de réponse en étudiant les caractéristiques géotechniques de ces niveaux et le comportement


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rhéologique associé. Les mesures réalisées sur quelques échantillons (Laganier, 1994) montrent que les limites de liquidité des formations superficielles dérivées des roches péridotitiques varient entre 43 et 97%, qui expliqueraient les phénomènes de suffosion observés et l’entrainement rapide et soudain de matériaux pouvant activer ou réactiver des conduits karstiques.

Enfin, il est nécessaire d’étudier l’état et l’énergie du système, en considérant les niveaux piézométriques de la nappe des saprolites et péridotites fracturées et étudier :

la géométrie du système karstique, pour définir la zone de karst noyée et la zone d’infiltration ;

l’énergie du système dont dépend le comportement karstique ; la conjonction de deux facteurs ; la structure karstique (vides hiérarchisés et de grande taille) et les grandes vitesses d’écoulement (donc un grand potentiel hydraulique) détermine le mode de fonctionnement du système. Mangin (1975) montre que l’identification du caractère fonctionnel ou non-fonctionnel du karst peut être réalisée à partir de la mesure des gradients hydrauliques et de la forme de son hydrogramme unitaire :

o Un hydrogramme unitaire pointu (pic) : karst fonctionnel ;

o Un hydrogramme étalé (bosse) : karst non-fonctionnel.

L’évolution future, ou passée (avant que le système karstique n’atteigne son équilibre) devra être étudiée.

Figure 16 : Figures caractéristiques du karst, d’après Bakalowic (1999)


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IV.3 SYSTEME AQUIFERE MULTICOUCHE

Comme les premières études l’ont montré, le système hydrogéologique péridotitique comprend un niveau aquifère temporaire, un niveau aquitard et un aquifère principal fracturé à karstique. L’étude de cet ensemble hydrogéologique nécessite de s’intéresser d’une part à l’ensemble aussi complexe qu’il soit, mais aussi à chacun des niveaux hydrogéologiques dont le rôle à l’échelle du massif est bien distinct. Cette partie propose une méthodologie pour l’étude de ce système multicouche.

IV.3.1 Aquifères et aquitard

L’altération des massifs et la formation de différents horizons dont les caractéristiques physico-chimiques et rhéologiques sont très différentes, se traduit hydrogéologiquement par une superposition de plusieurs niveaux aquifères ou aquitard. Ainsi, s’il est possible d’aborder le massif dans son ensemble en considérant le système multicouche qui s’étend verticalement de la surface à la semelle de serpentinite, il est aussi nécessaire d’étudier ce système hétérogène et anisotrope à l’échelle pluri-décimétrique et distinguer les différents horizons d’altération.

Il est nécessaire d’étudier, pour chacun des trois niveaux hydrogéologiques :

La part d’eau infiltrée qui atteint le niveau étudié, qui n’est pas l’infiltration calculée par un bilan hydrologique global du système ;

La géométrie du système aquifère, et notamment la nature et la profondeur du niveau substratum qui porte la nappe ;

Les caractéristiques hydrodynamiques, telles que la conductivité hydraulique et la porosité efficace, et estimer la capacité volumique de stockage et de drainage des niveaux d’altération;

Les directions d’écoulement, l’anisotropie qui existe dans un horizon fracturée et/ou karstique ;

La question du stockage de l’eau infiltrée dans l’aquitard et son rôle potentiel de réservoir capacitif a été étudiée dans des systèmes aquifères surmontés d’un épais manteau d’altération en Afrique et en Inde par exemple. Howard et Karundu (1992) ont réalisé ce travail sur un aquifère de socle surmonté d’un niveau altéré et ils montrent le rôle capacitif des altérites qui permet la recharge du niveau inférieur. Ruiz et al. (2010) étudient un bassin versant où le manteau d’altération constitue un réservoir qui tamponne la recharge de la nappe sous-jacente. L’intérêt d’un tel système hydrogéologique, en plus d’une capacité de stockage important, est la protection de la ressource en cas de pollution, le niveau pouvant constituer une barrière à l’avancée du polluant.

Dans le cas des massifs de péridotites, compte tenu de l’épaisseur du régolithe et des porosités mesurées aujourd’hui sur les massifs, la capacité de stockage est très importante. Cependant le point majeur qui distingue le système hydrogéologique péridotitique des massifs étudiés dans la bibliographie est que les latérites constituent un véritable aquitard distinct de la nappe principale, alors que dans les études citées précédemment le régolithe correspond à la zone non saturée, ou à la zone de battance de la nappe principale, donc des potentiels de pression continus verticalement.


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Par ailleurs, les débits mesurés sur les rivières et les sources sont très variables et présentent des débits de base relativement faibles mais pérennes, qui pourraient trouver leur source dans le niveau latéritique épais, quasi-imperméable, mais très poreux ; cette hypothèse doit être validée ou réfutée à partir d’un bilan hydrologique et hydrogéologique. Sur le massif du Sud, il semble nécessaire de tenir compte du rôle infiltrant des crêtes rocheuses, indispensable pour expliquer les débits de base mesurés sur certaines sources (Folio, 2010).


Tout d’abord il est indispensable de définir les niveaux aquifères, et leurs zones saturées et non saturées ; pour cela, il faut construire un modèle géologique à partir des données de forages et interpoler la surface piézométrique des nappes.

Ensuite il est nécessaire de mesurer les caractéristiques hydrodynamiques des niveaux latéritiques d’une part, et saprolitiques d’autre part ; si quelques données existent, leur gamme de variation est large (facteur 103 pour la conductivité hydraulique) et leur nombre insuffisant au regard de la diversité des massifs calédoniens. La caractérisation des paramètres physiques doit être réalisée sur des échantillons de quelques cm 3: porosité efficace mesurée au mercure, images SEM utilisées pour visualiser le réseau poreux, courbes de rétention h(θ), et ce sur plusieurs échantillons du profil.

A l’échelle du massif, des pompages d’essai devront compléter les mesures, pour définir notamment l’importance de la fracturation. Sur un aquifère de socle surmonté d’un profil d’altération, Maréchal et al. (2003) montrent à partir de pompages d’essais, l’anisotropie verticale de l’horizon supérieur, et le caractère dominant de la perméabilité des fissures sub-horizontales dues au processus d’altération sur celles des fractures sub-verticales d’origine tectonique.

A partir de ces essais seront définis les systèmes de fissures (s’ils existent), le mode de fonctionnement type fracturé, ou homogène poreux, et l’importance de l’altération sur la fracturation. Dewandel et al. (2005) constatent sur les péridotites d’Oman que la conductivité hydraulique diminue, quelque soit le forage et son altitude, au delà d’une certaine profondeur par rapport à la surface, et concluent alors que la conductivité hydraulique résulte d’une perméabilité de fissures dues à l’altération ou à une décompression lithostatique (exfoliation), et non pas à des effets locaux (fractures tectoniques localisées et colmatées).

Par ailleurs, il serait nécessaire de réaliser une cartographie géochimique des massifs : des eaux de pluie, des eaux interstitielles, et des eaux des sources. Ces données pourront apporter des éléments de réponse concernant le temps de transfert dans les horizons, d’éventuels échanges et la nature des horizons traversés.

Enfin, le suivi piézométrique en continu sur les deux niveaux aquitard et aquifère, associé à la mesure des précipitations, doit être réalisé sur les différents horizons de sorte à déterminer :

Les fluctuations du niveau piézométrique au cours des épisodes pluvieux et au cours des saisons ;

Les directions d’écoulement dans chacun des niveaux ;


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Les gradients hydrauliques horizontaux, mais aussi verticaux.

Comme il a été déjà dit, il est important de noter que les questions qui se posent peuvent être abordées d’une part à l’échelle globale, en considérant le système aquifère à l’échelle du massif, ou à l’échelle du profil, en ne considérant que les phénomènes pluri-décimétriques.

Une approche double, parallèle, est nécessaire. Selon la taille de la fissuration, la densité de fractures et/ou de conduits karstiques, le système peut être abordé différemment. Si la maille de fissuration est grande, le nombre de fractures est faible, les écoulements localisés dans le réseau de fissures avec un débit à l’échelle du massif limité, et le système est peu productif hormis les fissures. Il doit être appréhendé comme un système fracturé, dont la densité et la géométrie des fractures caractérisent le fonctionnement du système. A l’inverse, si la maille de fissuration est petite, le nombre de fractures recoupées sera grand et le milieu pourra être assimilé à l’échelle du massif à un milieu poreux continu, homogène.

Enfin, la modélisation devra être utilisée pour estimer les caractéristiques hydrodynamiques, évaluer l’importance de la fracturation, et simuler le fonctionnement sur le long ou court terme, puisqu’elle permet de travailler sur une échelle de temps et d’espace large et variée ; en partant d’une étude en régime permanent qui permette de caler les caractéristiques globales du système, il sera ensuite possible d’affiner le modèle par un modèle multicouche, transitoire, anisotrope de type poreux équivalent ou fissuré, en fonction du massif et de l’horizon modélisé.


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V. CONCLUSION

Le fonctionnement hydrogéologique des massifs des péridotites de Nouvelle-Calédonie est encore peu connu aujourd’hui et il est nécessaire de mieux comprendre ces massifs exploités pour leur minerai de nickel. L’impact sur la ressource en eau souterraine doit être mieux appréhendé, en commençant par la compréhension des mécanismes régissant l’écoulement et le transport dans le profil d’altération. En parallèle, d’un point de vue quantitatif sur la ressource, les massifs de péridotites ont une importance majeure vue leur extension à l’échelle du territoire, leur capacité de stockage et les relations possibles avec les aquifères en aval, en majorité de type alluvionnaire.

A partir des observations réalisées sur le massif de Tiébaghi d’une part et de Goro d’autre part, un modèle conceptuel simplifié a été établi. Aux différents niveaux d’altération des massifs sont associés plusieurs niveaux aquifères ou aquitard. Ainsi une nappe temporaire est associée au niveau supérieur formé de la cuirasse et de l’horizon nodulaire, un niveau semi-imperméable à porosité élevée correspond aux latérites, et enfin l’aquifère principal traverse les saprolites grossières et les péridotites fracturées.

Il est proposé une méthodologie multi-échelles et multi-disciplinaires pour aborder le système hydrogéologique. Un travail à l’échelle de l’échantillon doit être mené en parallèle d’une approche globale à l’échelle du massif, voire de la Nouvelle-Calédonie, afin d’étudier les processus et mécanismes hydrogéologiques, associés eux-mêmes liés à des échelles de temps variables.

Afin de répondre aux interrogations actuelles il est proposé de réaliser :

La caractérisation géologique et hydrogéologique des massifs : cartographie du régolithe, des résurgences et dolines et des mouvements de terrain, de sorte à définir les directions d’écoulements principales et évaluer l’altération du massif ;

Le modèle géologique à partir des données de sondages et forages, pour établir la géométrie des systèmes : épaisseur des niveaux, altitude du niveau de base ;

Le bilan hydrologique à partir des données météorologiques et hydrologiques pour définir l’infiltration dans le massif (ce qui inclut le jaugeage des sources et des creeks) et estimer les écoulements verticaux et les échanges entre les différents niveaux d’altération ;

Le bilan hydrogéologique à partir des niveaux piézométriques et des caractéristiques hydrodynamiques pour suivre les fluctuations de chaque niveau aquifère et définir les directions d’écoulement principales ;

La cartographie géochimique des eaux des massifs afin d’estimer la nature des horizons traversés, le temps de transfert et les éventuels échanges.


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A l’étude systémique des massifs, s’ajoute la caractérisation des karsts, depuis la mise en évidence de leur activité, jusqu’à la compréhension des mécanismes de leur évolution. Le modèle conceptuel doit ainsi tenir compte des caractéristiques de chaque niveau d’altération mais aussi des échanges entre eux ; la méthodologie proposée doit s’appliquer à ces deux échelles.

Les perspectives sont donc grandes et les interactions avec des projets dont les thématiques sont proches (CNRT Nickel et son Environnement, Grand Observatoire du Pacifique Sud, l’ŒIL), sont l’occasion de croiser les informations pour améliorer la connaissance des massifs de péridotites.


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