Délimitation d`une Aire d`Alimentation de Captage d`eau

Partenariat 2010 – Savoirs – Action n°9
Délimitation d’une Aire
d’Alimentation de Captage
d’eau souterraine et
cartographie de la
vulnérabilité en contexte
volcanique
Note technique
Wuilleumier A,. Vernoux J.F., (BRGM)
Avril 2011
Partenariat 2010
Savoirs
Action n°9
Contexte de programmation et de réalisation
Les travaux présentés dans ce rapport ont été réalisés dans le cadre des activités de Service Public
du BRGM avec le soutien de l’ONEMA (convention de partenariat n°1900/09 – Année 2010).
Les auteurs
Jean-François Vernoux
Hydrogéologue
[email protected]
Arnaud Wuilleumier
Hydrogéologue
[email protected]
Les correspondants
Onema : Nicolas Domange, DAST, [email protected]
Partenaire : Jean-François Vernoux, BRGM, Service EAU, [email protected]
Référence du document : Wuilleumier A., Vernoux J.F. (2011) - Délimitation d’une Aire d’Alimentation
de Captage d’eau souterraine et cartographie de la vulnérabilité en contexte volcanique, note
technique
.
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Nationale
National
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Document
Février 2011
Délimitation d’une AAC et cartographie de la
vulnérabilité en contexte volcanique
Wuilleumier A., Vernoux J.F. (BRGM)
1. Contexte hydrogéologique
Compte tenu de l’existence de nombreux travaux antérieurs sur cette thématique, la
rédaction de ce chapitre s’appuie sur des éléments cités en bibliographie (Roux,
Banton et Bangoy, Maréchal, Malard, Vaudour, …) et en reprend certains extraits.
Les formations volcaniques se caractérisent en général par une structure complexe
avec des hétérogénéités présentes de l’échelle cartographique à celle du forage. Les
valeurs de porosités et de perméabilités observables au sein des formations
volcaniques varient en fonction :
- de la lithologie : les laves sont, parmi les formations volcaniques non altérées,
les roches présentant les perméabilités les plus élevées. L’empilement de coulées
« laves-scories » répété sur plusieurs centaines de mètres, définit un ensemble
potentiellement aquifère. Les roches intrusives (dykes, sills) non fissurées mais
également d’autres roches (ignimbrites, trachytes, roches altérées, matériaux
zéolitisés…) définissent des milieux aquicludes présentant une faible conductivité
hydraulique ;
- des types de perméabilités : il coexiste, au sein des aquifères volcaniques,
des perméabilités d’interstices et de fissures. La perméabilité d’interstices est présente
aussi bien au sein des formations basaltiques scoriacées, des formations
pyroclastiques et volcano-sédimentaires. La perméabilité de fissures s’exprime quant à
elle aussi bien dans les laves basiques (basaltes), sous la forme de fissures de
refroidissement pouvant atteindre de grandes ouvertures (cm à dm) que dans les laves
acides plus visqueuses où elle s’exprime sous forme de figures d’écoulement
(Lachassagne et Maréchal, 2004). Il peut être associé à ces perméabilités, une
perméabilité de fractures, d’origine tectonique. Exceptionnellement, la présence de
tunnels de laves au sein des basaltes fluides, de troncs de végétaux décomposés
ultérieurement à la mise en place de la formation qui les a fossilisés (lahars, cendres,
etc.) concourent aussi à la perméabilité des roches volcaniques et, parfois à
l’émergence de sources. Au contraire, l’existence de structures localisées,
imperméables, peut contribuer à compartimenter l’aquifère, en particulier, des
faisceaux de dykes imperméables, des paléosols, des intrusions massives et le
métamorphisme associé (Lachassagne et Maréchal, 2004) ;
- de la structure interne des coulées (cf. Illustration 1 présentée dans la suite du
texte) : des variations verticales de conductivités hydrauliques sont observables au
sein d’une même coulée ;
- du degré d’altération : les altérations météoritiques et hydrothermales
contribuent à l’hétérogénéité des milieux volcaniques (argilisation et précipitation de
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minéraux secondaires colmatant les porosités). Ainsi, les formations les plus saines
sont fréquemment les plus perméables.
1.1 Âge et altération du volcanisme en France
On rencontre ainsi en domaine volcanique des roches de nature très variée : coulées
basaltiques, roches pyroclastiques (cendres, lapillis, tufs…), filons (sill, dyke), lahars…
Leur évolution dans le temps (altération, tectonique, hydrothermalisme…) modifie de
plus souvent drastiquement leur comportement hydrogéologique. Un aperçu sommaire
de quelques âges des formations volcaniques rencontrées en France donne une idée
de la diversité des altérations potentielles et relatives de ces formations :
- Chaîne des Puys (Auvergne) : début de l’édification vers - 150 000 ans et
dernières coulées il y a moins de 8 000 ans ;
- Monts du Cantal : édification vers - 13 millions d’années et dernières coulées il
y a 2 millions d’années ;
- Bassin de la Limagne : ce bassin sédimentaire présente de nombreux édifices
volcaniques dispersés, datant principalement de la période allant de l’Oligocène
terminal au Miocène moyen (soit entre 25 et 11 millions d’années) ;
- Volcanisme de la ligne Aubrac Cap d’Agde (Bourlier et al., 2005) : les monts de
l’Aubrac se sont édifiés à la fin du Miocène (entre 6 et 9 millions d’années)
tandis que le volcanisme marin du cap d’Agde date du Quaternaire (vers
-500 000 ans).
- Réunion : île composée de deux édifices volcaniques :
o Le Piton des neiges, dont l’émergence a débuté il y a 2 Ma environ et
dont la dernière éruption remonte à 25 000 ans ;
o Le Piton de la Fournaise, dont l’émergence remonte à 350 000 ans et
qui est toujours actif aujourd’hui (dernière éruption fin 2010). Les deux
volcans sont constitués par une alternance de scories et de laves de
plusieurs milliers de mètres d’épaisseur, recoupées par des dykes.
- Mayotte : l’émergence de l’île date de 8 Ma environ et les dernières coulées de
1,4 Ma environ (Jourdain et al, 2002).
- Martinique : les formations les plus anciennes (Sainte-Anne et la Caravelle)
datent de plus de 25 Ma, tandis que les plus récentes sont celles liées au
volcanisme de la Montagne Pelée (dernière éruption 1929-32).
- Guadeloupe :
o Basse Terre : Début de l’édification du massif vers - 3,5 Ma. Le massif
de la Soufrière (dont l’édification débute il y a environ 200 000 ans) est
actif (dernière éruption 1976-77) ;
o Les Saintes : édification entre - 5 et - 0,6 Ma ;
o La Désirade : - 145 à - 37,6 Ma.
- Collectivité d’Outre Mer de Saint-Barthelemy : - 43 à - 39 Ma.
La liste des territoires français présentant une activité n’est pas exhaustive, notamment
parmi les collectivités d’outre mer comme par exemple la Polynésie française.
1.2 Genèse des roches volcaniques
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On peut par ailleurs regrouper les édifices volcaniques selon leur genèse, de laquelle
découle une composition dominante : on distingue ainsi les formations à dominante
basaltique et celles à dominante andésitique. Les formations volcaniques à dominante
basaltique sont rencontrées essentiellement au niveau :
- des volcans bouclier, mis en place directement sur le plancher océanique et
ayant pour origine des points chauds ;
- des ensembles volcaniques à dominante basaltique, d’épaisseur et d’extension
variables, mis en place en contexte continental, et qui reposent de fait sur un
substratum non volcanique (socle cristallin ou métamorphique, formations
sédimentaires).
Ces types sont représentés sur le territoire français par :
- les îles de la Réunion et de Mayotte, ainsi que la plupart des îles volcaniques
de la Polynésie. Ces îles résultent de l’empilement de laves basaltiques, sur
plusieurs milliers de mètres d'épaisseur. Les coulées, d'épaisseur unitaire en
moyenne métrique, se sont en général mises en place sur des surfaces
relativement planes et peu inclinées, formant des planèzes. Elles sont
interstratifiées de paléosols et, de manière plus subordonnée, de formations
pyroclastiques. Des produits plus différenciés (phonolites, néphélinites, ponces,
ignimbrites) se mettent parfois en place, sous forme d'intrusions ou de coulées
et épanchements, souvent au sein de paléovallées, principalement lors de la fin
des grandes phases d'activité volcanique. Par ailleurs, certains édifices sont
soumis à des processus de démantèlement qui concourent au dépôt, à leur
périphérie, en particulier au sein de paléovallées, de formations sédimentaires,
de type alluvial en particulier. Les îles les plus anciennes sont aussi affectées
par des phénomènes de subsidence qui se marquent par l'édification de
ceintures coralliennes ;
- les ensembles présentant une histoire relativement courte et récente (la chaîne
des Puys par exemple, avec une activité sur moins de 100 000 ans, la partie
récente du Velay, etc.) comportent des maars, résultant de l'interaction
explosive entre une venue de magma et des eaux superficielles, des cônes de
scories, situés à proximité des points d'émission, et des coulées, mises en
place en général au sein de paléovallées. Ces deux derniers types de
formations sont en général prépondérants. Des épaisseurs importantes de
produits volcaniques, dans la chaîne des Puys en moyenne une centaine de
mètres, localement plus de 200 m, sont ainsi rencontrées à l'aplomb de ces
paléovallées qui entaillaient le substratum des formations volcaniques. Au droit
des cônes, les épaisseurs peuvent aussi atteindre ou dépasser ces valeurs.
Des produits plus différentiés (trachytes, phonolites, etc.) se mettent en place
sous forme de dômes et de protrusions. Des formations sédimentaires
(alluvions, tourbes, diatomites, etc.) et des paléosols constituent une partie du
remplissage des paléovallées et des dépressions que forment les maars.
- les autres distensions périphériques alpines du Tertiaire, qui ont généralement
fonctionné sur une période assez longue (plus de 5 Ma pour le Devès par
exemple) et/ou ayant émis de plus gros volumes de produits volcaniques sont
caractérisés par des séries plus épaisses, ce qui a pu conduire à la constitution
d'entablements basaltiques. Le Cézallier, l'Aubrac, la partie est du Velay, les
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-
Coirons, l'Escandorgue sont ainsi rattachés à ce volcanisme fissural de
plateaux.
enfin, des pointements plus dispersés, essentiellement basaltiques, sans grand
intérêt hydrogéologique, existent du Languedoc à l'Alsace.
On parle de volcan rouge ou volcan effusif pour qualifier ce type de volcanisme : les
laves sont en effet suffisamment fluides pour s’éloigner rapidement des points de sortie
et permettre un épanchement régulier et soutenu du magma. Le volcan se pare ainsi
d’une couleur rouge liée à la multiplicité des fontaines et des coulées de lave.
Par opposition aux volcans rouges, on parle de volcans gris lorsque l’on a à faire à un
volcanisme de type andésitique. En effet, les laves sont alors suffisamment
visqueuses pour que leur épanchement devienne difficile et qu’elles s’accumulent au
voisinage des points d’émergence du magma. Ces accumulations de lave finissent par
s’effondrer voire exploser en totalité ou partiellement, donnant naissance à des
projections de débris et de cendres, voire à des nuées ardentes dévalant les flancs du
volcan. Les volcans gris se trouvent essentiellement au niveau des zones de
subduction.
Le volcanisme de type andésitique est présent au travers des volcans de l'arc insulaire
antillais, qui résulte de la subduction de la plaque océanique nord-atlantique sous la
plaque caraïbe. La Martinique, la Basse-Terre de Guadeloupe et une partie de son
archipel (Saint-Martin, Saint-Barthélémy, Les Saintes) sont composées quasi
exclusivement de formations volcaniques de type andésitique, tertiaires et quaternaires
(seules la Basse-Terre et la Martinique comportent des volcans actifs : Soufrière de
Guadeloupe et Montagne Pelée). Les formations sédimentaires y sont limitées aux
alluvions récentes, aux formations de plage et de mangrove, et à quelques niveaux
calcaires déposés lors de périodes prolongées d'arrêt du volcanisme.
Ces formations volcaniques sont très variées. Les hyaloclastites, témoins des phases
initiales sous-marines du volcanisme, forment en général le soubassement des îles,
sur plusieurs milliers de mètres d'épaisseur. Alternent ensuite différents types de laves,
depuis des termes assez fluides (basaltes, andésites basiques, représentés par
exemple par le volcan bouclier du Morne Jacob en Martinique, les coulées
décamétriques de la Madeleine en Guadeloupe) jusqu'à des laves plus visqueuses
(andésites, dacites, rhyolites). Les produits de nature explosive, nuées ardentes,
ponces, cendres, etc., sont très représentés, en particulier au sein des édifices récents.
Enfin, les formations de démantèlement (Iahars, coulées de débris, produits
d'effondrement de type « Mount Saint Helens », conglomérats, etc.) peuvent occuper
de très grandes surfaces et combler des paléovallées larges et profondes.
Compte tenu de leur histoire longue (plus de 25 Ma pour la Martinique par exemple),
majoritairement aérienne, polyphasée, affectée par la tectonique, par des phases de
bombement, de subsidence et d'effondrement, d'érosion, etc., les îles andésitiques
présentent une structure géologique complexe.
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Qu'elles soient à dominante basaltique ou andésitique, les îles volcaniques présentent
la spécificité de s'être tout d'abord édifiées en milieu sous-marin puis, une fois
émergées, en contexte aérien, avec parfois des récurrences (effondrements,
édification de nouvelles parties, adjacentes à l'île principale). Des produits de type
« aérien » dominent en général au sein des formations volcaniques les plus récentes,
tandis que le soubassement des édifices est souvent constitué de formations de type
hyaloclastique (cf. paragraphe descriptif relatif au volcanisme de type andésitique).
Les stratovolcans (les Monts du Cantal et le Mont Dore/Sancy, la montagne Pelée par
exemple), constituent des édifices composites, mis en place sur une longue période
(près de 15 Ma pour le Cantal, environ 4 Ma pour le Mont Dore/Sancy), de manière
polyphasée et couvrant des aires importantes (600 km² pour le Mont Dore/Sancy,
2 700 km² pour le Cantal). Ils présentent une structure complexe, marquée par une
alternance de laves, en coulées et intrusions, et de formations pyroclastiques et de
démantèlement. Ils ont aussi été affectés par des phases successives d'érosion et la
formation de calderas.
1.3 Caractéristiques hydrodynamiques des roches volcaniques
Les caractéristiques hydrodynamiques des roches volcaniques sont au travers de la
nature des aquifères, qui peuvent être constitués de :
- roches cohérentes : laves effusives et intrusions (dykes, sills) lorsque celles-ci
sont suffisamment fissurées pour se comporter comme un aquifère ;
- roches meubles plus ou moins consolidées : scories, pyroclastites,
hyaloclastites, produits volcano-détritiques et paléosols.
Les roches volcaniques effusives
La capacité aquifère des laves dépend étroitement de leurs conditions de mise en
place, de leur fissuration et fracturation, ainsi que de l’altération qu’elles sont
susceptibles de subir ultérieurement.
Les laves massives présentent une porosité essentiellement structurale, la porosité
d’interstices (liée aux bulles de gaz piégées dans la roche lors de son refroidissement)
étant faible et est qui plus est le plus souvent non connectée en l’absence de
fissuration. L’écoulement de la lave est à l’origine de figures de flux qui se traduisent
fréquemment par une fissuration de la roche – donnant naissance à un débit en
plaquettes – souvent parallèles au substratum. Le refroidissement de la lave génère
par ailleurs une fissuration perpendiculaire au substratum. La porosité associée à cette
fissuration acquise lors de la mise en place et le refroidissement de la coulée est
ouverte, connectée et peut donner naissance à une porosité efficace importante
notamment dans la mesure où elle recoupe des pores vacuolaires initialement non
connectés. Cette porosité peut être par la suite renforcée lorsque la roche se fissure
sous l’action de contraintes d’origine tectonique. La perméabilité associée à un basalte
fissuré atteint 10-2 à 10-6 m/s, contre 10-11 à 10-6 m/s pour un basalte massif (Banton et
Bangoy, 1999). En termes de porosité efficace, on passe de valeurs inférieures à 5%
pour un basalte massif contre 5 à 15% pour un basalte fissuré.
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Des variations verticales de perméabilité apparaissent par ailleurs au sein d’une même
coulée. En effet, la structure interne des coulées comprend généralement plusieurs
niveaux (Illustration 1) :
- à la base : une brèche constituée d’éléments scoriacés, en gratons, et
reprenant souvent des blocs de la coulée sous-jacente ;
- au cœur : une lave massive fréquemment diaclasée (par des fissures de
retrait lors du refroidissement) ;
- en surface : couche de « gratons » et niveau scoriacé.
Illustration 1 : Coupe d'une coulée « aa » en mouvement
Au sein d’une coulée basaltique non altérée, les écoulements d’eau se font
préférentiellement dans les faciès en gratons, scoriacés et fissurés, susceptibles d’être
très perméables et présentant habituellement une porosité efficace supérieure à celle
d’une lave massive. L’empilement de coulées « laves-scories » répété sur plusieurs
centaines de mètres, définit ainsi un ensemble potentiellement aquifère. Dans les
basaltes récents, les valeurs de conductivités hydrauliques varient fréquemment de
10-3 à 10-2 m/s (Custodio, 1978). Une anisotropie des perméabilités horizontales peut
exister compte tenu de l’existence de discontinuités inter-coulées. L’écoulement
s’opère ainsi d’avantage dans les plans parallèles aux coulées, avec un rapport de la
perméabilité horizontale sur la perméabilité verticale variant de 20 à 50 (Custodio,
1985).
La perméabilité des basaltes diminue avec le temps en raison des phénomènes
suivants (Davis, 1974) :
- l’altération de surface (météorique) et de profondeur (hydrothermalisme avec
formation de minéraux secondaires). L’introduction de sédiments (argilisation) et la
précipitation de minéraux secondaires tendent à colmater les pores connectées et ainsi
diminuer la perméabilité ;
- la compaction liée à la pression lithostatique (dans le cas de roches très
profondes) : fermeture des discontinuités horizontales.
Les faciès de bordure d’une coulée (couche de gratons, de scories), en raison de leur
forte porosité et perméabilité initiale possèdent une plus forte aptitude à s’altérer que le
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cœur de la coulée. Un même ensemble lithologique peut ainsi évoluer vers une
décomposition en un niveau aquifère compris entre un substratum et/ou un toit
imperméable(s) (parties argilisées), si l’on suit le modèle présenté en Illustration 1.
Les roches volcaniques intrusives
Comme pour les coulées, les caractéristiques hydrodynamiques des roches
volcaniques intrusives dépendent fortement de la fissuration acquise durant leur
refroidissement, ainsi qu’ultérieurement en lien avec l’activité tectonique. Suivant les
cas, les dykes peuvent jouer le rôle de drain ou bien constituer une barrière
imperméable à la circulation des eaux souterraines, générant alors une
compartimentation des réservoirs. Par leur situation structurale particulière au sein des
formations volcaniques (la formation recoupe la structure de l’encaissant), ils
contribuent à l’anisotropie des écoulements (Custodio et Saenz de Oiza, 1972). Les
sills, dont la mise en place suit par définition la structure de l’encaissant, créent ou
renforcent l’anisotropie verticale de la formation encaissante, à moins d’être recoupés
par une fissuration dense. De la même manière que les dykes, ils contribuent à
compartimenter les réservoirs, jouant notamment le rôle de mur pour un aquifère.
Les secteurs dans lesquels sont rencontrés les dykes peuvent connaître une
fracturation observable dans la zone de contact entre le ou les filons et la formation
encaissante et à ce titre également constituer des aquifères intéressants.
Les pyroclastites
Les caractéristiques hydrodynamiques des pyroclastites et hyaloclastites sont liées
d’une part à la fraction fine (poussières et cendres) présente dans le dépôt initial,
d’autre part aux processus de transformations diagénétiques qui affectent rapidement
ces dépôts (Join, 1991). Des valeurs de perméabilité de 1.10-7 à 1.10-10 m/s sont par
exemple notées dans des tufs cendreux et tufs zéolitisés (Davis, 1974). Ces formations
ont donc souvent de faibles potentialités hydrogéologiques. Elles peuvent présenter
cependant de bonnes fonctions capacitives.
Les roches volcano-sédimentaires
Les dépôts de « coulées de débris » sont issus du remaniement de produits
volcanoclastites. Ils sont constitués par des mélanges hétérogènes de fragments de
roches à granulométries variées (taille centimétrique à métrique), plus ou moins
cimentés dans une matrice argileuse qui confère la cohésion de la formation. De part
cette matrice argileuse, ces formations présentent de faibles potentialités aquifères.
Pour résumer, la nature des formations volcaniques, leur degré d’altération mais aussi
le degré de connaissance dont on dispose (concernant par exemple la géométrie des
réservoirs) vont fortement conditionner la démarche qui sera adoptée. Compte tenu i)
de la diversité des formations et ii) de l’hétérogénéité de leur altération, il n’est pas
envisageable de proposer une démarche unique pour ce type d’aquifère. C’est donc
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dans la suite essentiellement une approche sous la forme de retours d’expérience qui
est proposée.
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2. Exemples d’application en domaine volcanique
Deux exemples d’application sont présentés dans la suite : ils portent sur les îles de
Mayotte et de La Réunion dans l’Océan Indien. Les études correspondantes ont été
réalisées respectivement en 2009 et 2009-2010.
La méthodologie mise en œuvre à Mayotte repose sur un découpage du travail selon
le triptyque habituel suivant :
-
délimitation du Bassin d’Alimentation du Captage ;
-
cartographie de la vulnérabilité sur la zone délimitée ;
-
identification des pressions.
La délimitation et la cartographie de la vulnérabilité ont concerné l’ensemble des
captages d’eau potable de l’île.
La démarche adoptée pour les BAC de l’Île de La Réunion est similaire, à ceci près
que la délimitation des BAC a été effectuée préalablement, dans une démarche
collégiale réunissant les « experts locaux ». L’étude a porté sur les captages d’eau
potable définis comme prioritaires.
De façon générale, les méthodes proposées et décrites ci-après ont été adaptées du
guide méthodologique initial en fonction du contexte environnemental, du type de
captage (eau souterraine ou de surface) et plus généralement de la disponibilité des
données.
Un certain nombre de captages d’eau potable traités à Mayotte sont des captages
d’eau de surface. La démarche adoptée pour ces captages n’est pas présentée ciaprès. Pour mémoire, il est prévu qu’un guide méthodologique relatif aux captages de
surface soit réalisé par le CEMAGREF prochainement.
2.1. Délimitation des BAC
De façon générale, la délimitation des BAC en domaine volcanique est délicate compte
tenu de la complexité des aquifères concernés. Leur géométrie est ainsi souvent très
difficile à déterminer, la continuité des niveaux piézométriques peut facilement être
remise en cause à cause de la présence de barrières hydrauliques. L’hétérogénéité
des lithologies et de l’altération des roches rend l’exercice d’autant plus compliqué.
Il n’en demeure pas moins que certains principes évoqués pour d’autres contextes
hydrogéologiques peuvent le cas échéant s’appliquer en domaine volcanique. La liste
n’est pas exhaustive mais on peut citer par exemple :
-
la connaissance des limites structurales ou géologiques, imposant une certaine
géométrie de l’aquifère capté ;
-
la connaissance de zones d’alimentation préférentielle, notamment au droit des
cours d’eau le cas échéant pérennes mais surtout temporaires ;
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-
le calcul d’un bilan basé sur le fait que les prélèvements effectués ne dépassent
pas le renouvellement de la ressource en eau souterraine. Ce calcul simple
vise à s’assurer que la surface du BAC déterminé n’est pas sous-estimée.
D’autre part, dans un tel domaine, la question du modèle considéré pour représenter
les écoulements souterrains est cruciale. On distingue ainsi par exemple deux
catégories principales pour le volcanisme insulaire :
-
le modèle hawaiien (Peterson, 1972 ; MacDonald et al., 1983 – cf. Illustration
2), qui suppose l’existence d’une « nappe de base » en équilibre avec les eaux
marines. Dans cette représentation, la « nappe de base » s’écoule au sein d’un
empilement de coulées, de faible épaisseur unitaire, très perméable et
dépourvu de dykes, qui constitue le volcan bouclier. Cette nappe montre de
faibles gradients hydrauliques et des niveaux piézométriques peu élevés,
même à une distance relativement importante du littoral. La partie interne des
îles présente des « nappes perchées » déconnectées de la « nappe de base »
et d’un volume bien plus réduit que celle-ci ne permettant généralement pas
une alimentation pérenne des sources ;
-
le modèle des Îles Canaries (Custodio, 1978, 1989 – cf. Illustration 3) propose à
l’inverse une représentation dans laquelle il existe un unique aquifère de base
continu de la partie basale jusqu’à la partie interne de l’île. Ce type d’île peut
être assimilé à un massif poreux peu perméable, particulièrement dans le sens
perpendiculaire au littoral.
Join et al. propose plus récemment (2005) une nouvelle approche de l’hydrogéologie
du Piton de la Fournaise sur l’Île de la Réunion.
Sources perchées
ZNS
Nappes Perchées
Dykes
Niveau saturé d’eau douce
Illustration 2 : Modèle « Hawaiien » (Mac Donald et al, 1983)
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Illustration 3 : Modèle « Canarien » appliqué à La Réunion, (Folio, 2001)
Mayotte
A Mayotte, la géométrie des aquifères étant très mal connue, il n’est pas possible de
cartographier l’extension des aquifères. Il n’existe pas par ailleurs de cartes
piézométriques permettant de représenter les écoulements souterrains et de délimiter
un bassin versant hydrogéologique. En première approximation et à défaut
d’informations plus détaillées, il a été considéré que les réservoirs souterrains étaient
inclus dans les bassins versants topographiques.
Par ailleurs, des profils en long de jaugeages ponctuels sur des cours d’eau de
Mayotte ont montré qu’il existait des pertes diffuses de débit vers l’aval, que l’on peut
associer à une infiltration au profit des aquifères. Les cours d’eau constituent donc – au
moins localement – un site préférentiel d’alimentation des réservoirs souterrains. En
règle générale, la localisation exacte des zones d’alimentation des aquifères n’est pas
bien connue, notamment dans leur évolution temporelle, qui est fonction de la hauteur
du niveau d’eau dans le cours d’eau mais aussi des épisodes de sédimentation, qu’ils
soient de nature alluviale ou colluviale.
Pour les captages souterrains, et compte tenu des aspects énoncés ci-dessus – la
méthodologie adoptée prévoit que la délimitation des bassins d’alimentation suive le
contour du ou des bassin(s) d’alimentation de surface qui participent à l’alimentation de
la ou des nappe(s) par infiltration du cours d’eau.
Lorsque le captage d’eau potable est situé dans une zone alluviale dont les propriétés
peuvent être appréhendées, la délimitation s’appuie sur le calcul de la zone d’appel du
forage, notamment vers l’aval.
Pour résumer, les BAC délimités s’étendent sur l’ensemble des bassins versants
topographiques des emplacements où sont situés les forages et se prolongent à l’aval
par leur zone d’appel.
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A titre d’exemple, l’illustration 4 présente la délimitation obtenue pour le Bassin
d’Alimentation d’un Captage situé en bordure de la dépression de Kaweni.
La délimitation de la zone d’appel du pompage au voisinage du forage a été effectuée
à l’aide d’un outil développé sous Excel (cf. Vernoux et al. - 2007). Cette délimitation
repose sur des hypothèses simplificatrices, que l’on peut considérer comme valides
localement : l’écoulement est uniforme et unidirectionnel, et la nappe est supposée
captive. Compte tenu de ces hypothèses, le calcul n’est valable qu’au voisinage du
forage, en sortie de la ravine Kaouénilajoli.
Illustration 4 : Délimitation retenue pour le bassin d’alimentation du captage
Kawéni 3 10 pouces
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Ile de La Réunion
Cinq bassins d’alimentation de captage ont été délimités en 2009 (cf. illustration 5). Ils
correspondent aux captages suivants :
- Captages F1 « Filaos l'Hermitage » / FRH 9 et ceux du bassin Malheur /
Bassin des Aigrettes (commune de St-Paul), d’indices BSS 12265X0025, 12265X0055,
12266X0049 et 12266X0075 ;
- Forages de la Salette (communes de St-Pierre et du Tampon), d’indices BSS
12288X0045, 12288X0049 et 12288X0050 ;
- Forages Cocos 1, 2 et 3 et CGE (communes de St-Louis et de Cilaos),
d’indices BSS 12288X0076, 12288X0062, 12288X0048 et 12288X0079 ;
- Forages de Sainte-Vivienne (commune de St-Suzanne), d’indices BSS
12272X0051 et 12272X0166 ;
- Source Toinette (communes de La Plaine des Palmistes et St-Benoit), d’indice
BSS 12278X0001.
Les aires d’alimentation des captages prioritaires ont été délimitées en fonction des
connaissances scientifiques régionales et à « dire d’expert » au cours de différentes
réunions ayant eu lieu en 2009.
Illustration 5 : Localisation géographique des BAC et des captages prioritaires
De façon générale, il existe peu de connaissances concernant le rôle de la fracturation
dans l’hydrodynamisme des formations volcaniques. En effet, la fracturation
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observable en surface n’est pas forcément représentative de la fracturation sous
plusieurs centaines de mètres de couverture. Il est donc difficile d’adopter une
méthodologie de délimitation basée sur des directions de fracturation (comme la
méthode DISCO pour la cartographie de la vulnérabilité) et c’est pour cette raison
qu’une approche « à dire d’expert » a été adoptée par le comité de pilotage.
A titre d’exemple, la démarche de délimitation du BAC de Saint-Paul (ouest de l’île) est
présentée ci-dessous. Le texte est issu du comité de pilotage du 27/01/2009, statuant
sur la délimitation des aires d’alimentation de captage à La Réunion et ayant réuni les
« experts locaux », issus de l’Université de La Réunion, de l’Office de l’Eau, de la DAF,
de la DRASS, de la DIREN et du BRGM. Les captages pour lesquels le BAC a été
délimité sont intitulés l’Ermitage, FRH9, Bassin Malheur et Bassin des Aigrettes.
Le BAC est limité au Nord par une formation très peu perméable constituée par des
brèches d’avalanche de débris. Ces dernières s’étendent de l’Ilet des Orangers dans le
cirque de Mafate au cap La Houssaye.
Dans le secteur amont, la brèche est recouverte de 400 à 500 m de formations
volcaniques constituées par les séries différenciées du Piton des Neiges. Dans le
secteur aval, la brèche affleure et contribue, par son rôle « imperméable », aux
émergences des bassins Malheur et Aigrettes de Saint-Gilles.
La limite amont (Est) du BAC correspond à la bordure du rempart du cirque de Mafate.
D’une part, les pertes en ravine sont nombreuses et contribuent à recharger l’aquifère
qui alimente les résurgences et les forages. Toutefois, ces pertes ne sont pas
ponctuelles, comme cela peut être le cas en milieu karstique, et se répartissent le long
du linéaire des ravines. D’autre part, des études isotopiques récentes proposent des
altitudes de recharge, pour les eaux littorales, se répartissant entre 1000 et 2000 m
d’altitude.
La limite sud du BAC est contrainte par les travaux de Grunberger (1989) et par la
connaissance hydrogéologique régionale.
Un calcul estimatif du bilan sur le bassin délimité a montré qu’un écart subsistait entre
le débit annuel des sources des différents bassins (évalué à 17 Mm3/an) et l’estimation
de la recharge (2,4 Mm3/an).
Ce calcul a amené les membres du comité de pilotage à envisager une extension de la
taille du bassin d’alimentation mais l’absence de connaissances hydrogéologiques
complémentaires sur ce secteur de l’île n’a pas permis d’identifier une extension
justifiable d’un point de vue hydrogéologique.
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2.2 Cartographie de la vulnérabilité intrinsèque
Mayotte
La caractérisation de la vulnérabilité intrinsèque repose sur une approche de type
IDPR (Indice de Développement et de Persistance des Réseaux), indice qui met en
évidence le contrôle de la géologie sur la capacité d’infiltration des versants.
L’IDPR est croisé avec un indice de rugosité, qui permet d’estimer le profil d’équilibre
des cours d’eau en fonction de l’orientation des mailles topographiques sur lesquelles il
serpente. Plus la dispersion dans l’orientation des mailles est importante, plus l’indice
de rugosité est fort et moins le cours d’eau a atteint son profil d’équilibre, ce qui se
traduit dans la majorité des cas par des processus importants d’érosion et d’infiltration.
A l’inverse, une faible dispersion - synonyme d’un indice faible - témoigne du fait que le
cours d’eau est proche de son profil d’équilibre et que sa capacité érosive diminue
voire évolue a contrario vers la sédimentation.
Ainsi si l’indice IDPR médian reflète le contrôle des formations lithologiques et le cas
échéant pédologiques sur la vulnérabilité, l’indice de rugosité reflète davantage le
contrôle de la dynamique structurale et moins la nature des terrains. Néanmoins, le
contrôle de chacun de ces indices n’étant pas aussi tranché, il est important de les
combiner à des fins de caractérisation de vulnérabilité
L’association des résultats des calculs de l’indice IDPR médian et de l’indice de
rugosité permet d’établir à l’échelle de Mayotte une carte indirecte de la répartition
infiltration / ruissellement qui peut être interprétée comme approche en termes de
vulnérabilité des eaux souterraines mais qui a été interprétée aussi - par inversement
des résultats – comme approche d’une vulnérabilité des eaux de surface. L’hypothèse
prise en compte suppose, que des terrains à forts contrastes de pentes et d’altitude
sont susceptibles de ralentir les écoulements et donc de favoriser l’infiltration - à
contrario des terrains de pentes à faibles contrastes sont moins favorables à
l’infiltration. Le résultat présenté sur l’illustration 6 amplifie ainsi les tendances
montrées par l’IDPR.
L’absence d’une densité de données piézométriques suffisantes n’a pas permis de
prendre en compte l’épaisseur de la zone non saturée dans l’approche adoptée pour la
cartographie de la vulnérabilité intrinsèque.
La retranscription de la démarche adoptée sur l’Île de la Réunion présente une vue
plus détaillée de la prise en compte de l’IDPR dans la définition d’une vulnérabilité
intrinsèque basée sur deux critères.
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Illustration 6 : Approche de la vulnérabilité des eaux souterraines de Mayotte
BRGM
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Ile de La Réunion
Méthode
De même qu’à Mayotte, une méthode indirecte basée sur l’Indice de Développement et
de Persistance des Réseaux a été retenue. Elle utilise les deux critères suivants :
- L’indice de développement et de persistance des réseaux qui permet de rendre
compte de façon indirecte de la capacité intrinsèque des formations du sous-sol
à laisser infiltrer ou ruisseler les eaux de pluie. Cette notion d’infiltration est
requise dans l’élaboration de toute carte de vulnérabilité et l’IDPR peut se
substituer à plusieurs critères usuellement employés ;
- L'épaisseur de la zone non saturée : dans un milieu continu ou assimilé continu,
la vulnérabilité de l’aquifère diminue avec la profondeur à laquelle il se trouve.
La carte obtenue doit être interprétée non pas en tant que reflet d’une vulnérabilité
absolue mais en tant que construction d’une hiérarchie des systèmes relativement à la
vulnérabilité des premières nappes rencontrées.
Dans un premier temps, le calcul de l’IDPR est effectué (cf. Illustration 7).
Illustration 7 : Résultat du calcul IDPR sur l’Île de la Réunion. Les zones rouges et bleues
indiquent respectivement les zones majoritairement infiltrantes et ruisselantes
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Afin de faciliter l’interprétation et surtout d’améliorer la représentativité des résultats
maillés de l’IDPR, ceux-ci ont été affectés à des unités fonctionnelles. Pour ce faire,
il est nécessaire de définir de petites entités cohérentes sur le plan hydrogéologique.
Les travaux sur les unités aquifères d’ordre 1 de la BD-LISA n’étant pas encore
totalement finalisés, ces entités homogènes ont été approchées en croisant diverses
autres couches de données, à savoir :
- les principaux bassins versants de surface (issues de la BD Carthage),
- la géologie vectorisée,
- la pédologie (issues des travaux du CIRAD).
Des unités fonctionnelles cohérentes en termes morpho-pédologique et géologique
sont ainsi obtenues ; elles sont présentées dans l’Illustration 8.
+
Bassin versant
de surface
+
Géologie
Pédologie
=
Unités fonctionnelles
cohérentes
Illustration 8 : Définition des unités fonctionnelles
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Le résultat de l’IPDR est ensuite affecté à chaque unité fonctionnelle ainsi créé,
(médiane des valeurs IDPR des mailles présente dans chaque unité fonctionnelle). Le
résultat est présenté en Illustration 9.
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Illustration 9 : IDPR par unités fonctionnelles homogènes
BRGM
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A partir des valeurs IDPR obtenues par unité fonctionnelle, il est nécessaire d’élaborer
un « critère IDPR » ramené à une échelle de valeurs comprise entre 0 et 100.
En fonction de la nature de la nappe considérée (nappe captive ou nappe libre
- notamment dans les formations alluviales), une valeur donnée de l’IDPR n’a pas la
même influence sur la vulnérabilité de l’aquifère.
Une pondération non linéaire du critère IDPR a ainsi été appliquée afin de prendre en
compte le type de nappe : la valeur du critère affectée à l’indice IDPR (pondérée de 0 à
100) varie en fonction de la nature de la nappe (libre ou captive). Usuellement, trois
occurrences sont distinguées : les nappes libres, les nappes semi-captives et les
nappes captives.
Ainsi, pour une valeur du critère IDPR calculée en un lieu donné, une valeur plus forte
sera affectée au critère IDPR dans le cas d’une nappe libre (soumise directement à
une éventuelle pollution) et moins forte dans le cas d’une nappe captive (mieux
protégée des pollutions affectant la surface).
Valeur affectée au critère IDPR
pour le calcul de la vulnérabilité
100
90
Libre
80
Semi-Captive
70
Captive
60
50
40
30
20
10
0
0
500
1000
1500
Valeur de l'indice IDPR
2000
Illustration 10 : Valeurs normées du critère IDPR selon la nature de la nappe d’eau souterraine
La valeur du critère IDPR ainsi pondérée est représentée en Illustration 11.
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Illustration 11 : Critère IDPR affecté aux unités fonctionnelles homogènes
BRGM
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A La Réunion comme souvent en domaine volcanique, l’épaisseur de la ZNS n’est
connue que dans les secteurs où des forages ont été réalisés et son interpolation,
voire son extrapolation sont extrêmement délicates ailleurs, compte tenu notamment
de la méconnaissance de la géométrie des réservoirs souterrains. Dès lors, le critère
« Epaisseur de ZNS » tel qu’il est usuellement appliqué dans la cartographie de la
vulnérabilité intrinsèque des eaux souterraines de métropole, ne peut pas être appliqué
de la même manière dans le contexte réunionnais.
Cependant, le retard induit par la ZNS est un facteur prépondérant dans l’évaluation de
la vulnérabilité intrinsèque des eaux souterraines, spécialement dans le contexte
réunionnais où les épaisseurs de ZNS peuvent dépasser 100 m. C’est pourquoi un
critère « de retard » a été défini au sein de chaque BAC, afin de pondérer le critère
IDPR dans l’évaluation de la vulnérabilité. L’établissement de ce critère est basé
comme suit :
- En règle générale, le gradient hydraulique apparent augmente depuis la côte
(quelques ‰) vers l’intérieur des terres (quelques %). Une continuité
hydraulique est fréquemment observée entre les aquifères côtiers et l’océan
(faible différence de charge hydraulique).
- L’épaisseur de la ZNS est fonction de la topographie (cf. Illustration 12). En se
basant sur une approche empirique confortée par des observations de terrains
(altitude des sources des remparts notamment), le gradient hydraulique est 1,5
à 2 fois moins important que le gradient topographique (cf. écart entre les
pentes des deux courbes vertes).
Epaisseur
de ZNS
Illustration 12 : Pente topographique en vert clair et surface piézométrique en vert foncé
(exemple théorique)
Au-delà de 5-6 km des côtes, l’approximation du « critère de retard » est effectuée en
considérant un gradient hydraulique deux fois plus faible que le gradient topographique
(cf. à titre d’exemple l’Illustration 13).
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Illustration 13 : Cartographie du critère de retard (pseudo-ZNS) au sein du BAC de la ravine
Saint-Gilles
La formule utilisée pour le calcul de la vulnérabilité intrinsèque des eaux
souterraines est la suivante :
Vi = (Poids IDPR * [Critère IDPR]) + (Poids ZNS * [Critère « de retard »])
Avec : Poids IDPR + Poids ZNS = 1, Vi compris entre 0 et 100.
Le critère « de retard » joue un rôle d'autant plus important que l'épaisseur de la ZNS
diminue et atteint des valeurs très faibles (quelques mètres seulement) : c'est le cas
notamment dans les formations alluviales. Pour cette raison, le poids à donner au
critère « de retard » par rapport au critère IDPR doit être plus élevé dans les plaines
alluviales à nappe très peu profonde. Autrement dit, si la nappe est présente à
proximité immédiate du sol (épaisseur de la ZNS < 10m), celle-ci sera considérée
comme très vulnérable (Vi = 100).
Enfin, dans les unités fonctionnelles où les pentes moyennes dépassent 10 %, les
données liées à la proximité des nappes sont peu nombreuses et difficile à discrétiser.
Du coup, le poids du critère « de retard » est considéré comme négligeable et seul le
critère IDPR est pris en compte. Dans le contexte réunionnais, cela permet de prendre
en compte le facteur « de retard » surtout dans les zones plus planes (proches des
côtes) et moins dans les zones très pentues pour lesquelles beaucoup d’inconnues
subsistent.
Ailleurs, il a été choisi d’attribuer un poids plus important à l’IDPR qu’à l’épaisseur de la
ZNS compte tenu des incertitudes inhérentes à l’estimation de cette dernière et à
l’existence localement de tunnels de lave susceptibles de générer des percolations
rapides : les poids sont respectivement de 0,75 pour l’IDPR et 0,25 pour la ZNS.
En résumé, le calcul de la vulnérabilité est effectué de la façon suivante :
- Vi = 100 si Critère « de retard » < 10m ;
- Vi = Critère IDPR si pente > 10%.
- Vi = 0,75 * Critère IDPR + 0,25 * Critère « de retard » ;
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A titre d’exemple, l’Illustration 14 présente la carte de vulnérabilité obtenue pour le
bassin d’alimentation des captages de la ravine Saint-Gilles :
Illustration 14 : Carte de la vulnérabilité intrinsèque des eaux souterraines du BAC du secteur
de la ravine Saint-Gilles
BRGM
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Glossaire
Brèche volcanique : brèche à ciment de cendres et lapilis, et à fragments de roches
magmatiques volcaniques, avec parfois des débris des roches encaissantes.
Cendres : fragments de roche effusive (c’est-à-dire des éléments pyroclastiques)
projetés par les volcans, de taille inférieure à 2 mm.
Coulée « aa » : coulée de lave dont la surface, qui s’est solidifiée et brisée durant la
descente, est déchiquetée et scoriacée.
Diagénèse : ensemble des processus qui affectent un dépôt sédimentaire et le
transforment progressivement en roche sédimentaire solide.
Dyke : lame épaisse de quelques dizaines ou quelques centaines de mètres de roche
magmatique recoupant les structures de l’encaissant.
Filon : lame de roche, épaisse de quelques centimètres à quelques mètres, recoupant
les structures de l’encaissant. Un filon correspond le plus souvent au remplissage
d’une fracture et est constitué soit de roches magmatiques, soit de roches dont le
matériel, souvent enrichi en substances utiles, provient de roches magmatiques ou de
l’encaissant et a été déplacé par des fluides aqueux.
Hyaloclastite : Brèche fine à éléments de verre volcanique, associée aux laves en
coussin (pillow-lava).
Ignimbrite : roche formée par l’accumulation de débris de laves acides (rhyolites,
dacites) soudés à chaud, à aspect de ponce ou de lave un peu fluidale.
Lahar : coulée boueuse à débris de roches volcaniques de toutes tailles, et qui affecte
fréquemment les pentes raides et mal consolidées des volcans.
Lapillis : fragment de lave projeté par les volcans, à surface scoriacée ou non, et dont
la taille est comprise entre 2 et 30 mm, ou entre 2 et 64 mm selon la classification
granulométrique retenue.
Roche pyroclastique : désigne un ensemble de roches (cendres, lapillis, ignimbrites,
tufs…) résultant de l’accumulation de débris de roches magmatiques éjectés par les
volcans.
Roche acide : roche magmatique contenant 66% ou plus en poids de SiO2, d’où en
général présence de cristaux de quartz, et riches en Mg, Fe et Ca (15% ou moins).
Roche basique : roche magmatique pauvre en SiO2 (45 à 52% en poids), d’où
absence de cristaux de quartz, et pauvres en Mg, Fe et Ca (de 20 à 35%).
Scorie : fragment de lave vacuolaire et, par suite, de faible densité, à surface
irrégulièrement poreuse, hérissée d’arêtes et de pointes, apparaissant dans les
projections volcaniques ou sur des coulées dont la surface est craquelée.
Sill : lame de roche magmatique intrusive parallèle à la structure de l’encaissant.
L’épaisseur varie du mètre à quelques dizaines de mètres et la longueur peut atteindre
plusieurs kilomètres.
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Tuf : roche formée par l’accumulation de projections volcaniques en fragments de
quelques millimètres, pouvant contenir des blocs ou des cendres, et consolidée sous
l’action de l’eau.
Verre volcanique : magma ayant refroidi très rapidement, sans cristalliser, donnant des
laves qui ont en général un éclat gras, une teinte souvent foncée et une cassure
conchoïdale (comme par exemple l’obsidienne). Dans de nombreuses roches
magmatiques effusives, le verre existe en proportion variable, comme matrice
englobant les cristaux.
Bibliographie
Aunay B., Brugeron A., Vaudour K., Wuilleumier A. (2010) - Détermination de la
vulnérabilité, des pressions et des risques de pollution sur cinq Bassins d’Alimentation
de Captage prioritaires à l’Ile de la Réunion. Rapport BRGM RP-59057-FR, à paraître
Banton O. et Bangoy L. (1999) – Hydrogéologie, Multiscience environnementale des
eaux souterraines.
Bourlier P.Y., Lachassagne P., Desprats J.F., Gilles C. (2005) – Nouveaux éléments
sur la structure et le fonctionnement hydrogéologique du plateau basaltique de l'Aubrac
(Massif Central, France). Première évaluation des potentialités en eau souterraine,
Comptes rendus Geoscience, pp. 663-673
Custodio, E., 1978. Geohidrologia de terrenos e islas volcanicas. Instituto de
hidrologia. Centro de Estudios Hidrogra`ficas, Madrid, Spain. (Publ. no. 128, 303 pp.)
Custodio, E., 1989. Groundwater characteristics and problems in volcanic rock terrains.
Isotopic Techniques in the Study of the Hydrology of Fractures and Fissured Rocks.
IAEA, Vienna, pp. 87–137.
Foucault A., Raoult JF., Dictionnaire de Géologie
Join J-L., Folio J-L., Robineau B. (2005) - Aquifers and groundwater within active shield
volcanoes. Evolution of conceptual models in the Piton de la Fournaise volcano.
Journal of Volcanology and Geothermal Research 147 (2005) 187– 201.
Jourdain T, Maurillo .N., Mouron R. (2002) – Approche géologique et hydrogéologique
des ensembles volcaniques de Grande-Terre (Ile de Mayotte). Rapport BRGM RP52193-FR, 80 p., 17 fig., 8 tab., 5 ann.
MacDonald G.A., Abbott, A., Peterson, F., 1983. Volcanoes in the Sea, the Geology of
Hawaii. University of Hawaii Press. 517 pp.
Malard A. avec la collaboration de B. Aunay, J.F. Vernoux et V. Mardhel (2009) –
Définition d’une méthodologie commune aux études des bassins d’alimentation de
captages à Mayotte. Principes de délimitation des bassins et de caractérisation de la
vulnérabilité des captages - BRGM/RP-57299-FR, 146 p., 34 ill., 12 tab., 5 eq, 6 ann.
Maréchal J-C., Lachassagne P. (2004) – Réduction de l’effet de serre par
séquestration géologique minérale in situ de CO2 au sein de roches basiques.
BRGM
27/28
Synthèse bibliographique et revue des potentialités en France. Rapport final. BRGM
RP-53474-FR, 51 p., 17 fig., 7 tab.
Nehlig P., Boivin P., de Goër A., Mergoil J., Prouteau G., Sustrac G., Thiéblemont D.
(2003) – Les volcans du Massif Central. Revue Géologues. Numéro spécial : Massif
Central.
Peterson F.L. (1972) - Water development on tropical volcanic islands, type example:
Hawaii. Ground Water 5, 18– 23.
Roux JC. (sous la coordination de - 2006) - Aquifères et Eaux souterraines en France,
Chap. XIII.
Vaudour K., Aunay B. (2008) – Modalités de captage des eaux souterraines à La
Réunion. Analyse critique de l’existant (techniques, coûts, opérateurs) - BRGM/RP56787-FR, 87 p., 44 ill., 5 ann.
BRGM
28/28