Dans l'arc alpin, des sources à faciès chloruré sodique sont présentes sur les bordures des principaux massifs cristallins [5–7,13,28]. Ces eaux se caractérisent, en effet, par de fortes teneurs en sels (Na, Cl, SO₄), par une composition isotopique appauvrie en ${\delta }^2$H et ${\delta }^{18}$O, par des valeurs en ³H à la limite de la détection analytique et par des activités en ¹⁴C inférieures à 25 pcm, affichant un âge compris entre 5000 et 12 000 ans ([7], données inédites de l'université de Turin).

Certaines d'entre elles (Salins, Brides, Uriage...) se rencontrent au front des massifs cristallins externes ou en bordure des fronts de chevauchement. D'autres (Vinadio, Valdieri, Saint-Vincent, Ceresole...) se situent le long des principales lignes tectoniques alpines.

De même, de nombreuses venues d'eau, à faciès chloruré sodique, ont été rencontrées dans les tunnels alpins [1,17–19,23].

Récemment, dans le cadre des études pour la future ligne ferroviaire Lyon–Turin (Fig. 1), les forages de reconnaissance ont mis en évidence, le long du tracé, la présence de fluides profonds chlorurés et sulfatés alcalins.

L'origine des eaux à faciès chloruré présentes dans les roches cristallophylliennes a fait l'objet de nombreuses publications scientifiques, proposant deux hypothèses : la première, intrinsèque, fait appel à une saumure présente à l'intérieur de la matrice cristalline de l'amas rocheux cristallophyllien ; elle a été décrite par [3,11,12,27] ; la seconde, extrinsèque, suppose une origine géologique liée à la présence de couches évaporitiques ; elle renvoie à la théorie de l'halocinèse [8,10,16,20].

Les études relatives aux tunnels de la ligne Lyon–Turin ont inclus l'analyse des eaux issues des aquifères superficiels (sources) et des écoulements profonds interceptés par les forages de reconnaissance. Ces derniers, qui peuvent atteindre 1400 m de profondeur et sont situés le long du tracé, intéressent les différents lithotypes des zones ultradauphinoise, subbriançonnaise, briançonnaise externe, briançonnaise interne et piémontaise [21].

Les eaux des sources alimentées par les aquifères superficiels sont de type bicarbonaté alcalino-terreux ou sulfaté alcalino-terreux, quelle que soit la lithologie. La variation de la chimie de l'eau est due à l'évolution des teneurs en hydrogénocarbonates et en sulfates, et, dans une moindre mesure, aux valeurs du calcium et du magnésium. La conductivité électrique varie, pour la grande majorité des sources, d'un facteur trois (entre 200 et 600 μS cm⁻¹). Quelques valeurs plus élevées correspondent à de fortes concentrations en sulfates (entre 0,5 et 1,5 g l⁻¹), traduisant un aquifère développé dans les évaporites du Trias alpin et les cargneules associées.

Les eaux prélevées en forages montrent une variation chimique plus grande que celle des eaux des sources [24,25]. Les quatre principaux types d'eau sont :

• – bicarbonaté alcalino-terreux ;
• – chloruré sulfaté alcalino-terreux ;
• – chloruré sulfaté alcalin ;
• – bicarbonaté alcalin.

Les valeurs de la conductivité électrique de l'eau sont comprises entre 0,15 et 218 mS cm⁻¹, soit une variation d'un facteur 1500. L'amplitude la plus élevée se situe dans les écoulements du Briançonnais siliceux et des Schistes lustrés : elle est due à la présence d'importants amas d'évaporites (gypse, anhydrite, halite) au sein de ces unités [24,25]. Les amplitudes sont plus réduites pour les autres formations ; elles sont d'un facteur 10 pour le Houiller, 2 pour le massif gneissique d'Ambin et 4 pour le massif de Dora Maira (gneiss et micaschistes) et sa couverture (dolomies et calcaires).

La diversité hydrochimique mise en évidence par les forages le long du tracé des tunnels se retrouve également au sein même des lithotypes. Par exemple, dans les quartzites, considérés comme l'aquifère principal du Briançonnais interne [22], trois types d'eau apparaissent : bicarbonaté alcalino-terreux, chloruré sulfaté alcalin et chloruré sulfaté alcalino-terreux. Ceci reflète la complexité des circulations, et donc la difficulté d'établir une relation stricte entre l'hydrochimie et la matrice minéralogique de l'aquifère. Les circulations, par le jeu de la fracturation et des accidents structuraux, recoupent diverses unités géologiques, et conduisent à une stratification hydrochimique, les eaux les plus chargées se trouvant majoritairement en profondeur.

Le point commun à presque toutes les eaux profondes rencontrées en forage et à certaines eaux thermales est la présence de sels dissous en concentration élevée (Tableau 1). Ceci suggère l'existence de circulations très lentes ( « passives »), voire nulles (eaux piégées), et de discontinuités hydrauliques. L'origine de ces sels est vraisemblablement triple :

• – présence de joints évaporitiques, plus ou moins continus, à la base et au sein des nappes de charriage ;
• – existence de noyaux salifères, liés aux semelles évaporitiques, injectés vers l'avant du front de charriage, ou bien le long de failles normales plus tardives, ou encore déposés dans des fractures par des paléocircuits hydrologiques ;
• – évolution géochimique très lente (hydrolyse) des roches cristallophylliennes, qui entraîne une augmentation de la teneur en Na.

En outre, la droite de dilution de la halite regroupe à la fois (Fig. 2) :

• – les eaux les moins chargées, issues des circulations rapides et superficielles et dont la teneur en Cl est légèrement plus forte que celle apportée par les précipitations ;
• – les eaux les plus chargées, c'est-à-dire celles qui sont piégées ou qui se mobilisent dans les circulations passives.

Les eaux de teneurs intermédiaires s'éloignent de cette droite de dilution, d'autant plus que la charge minérale diminue. Il y a une augmentation relative de la concentration en sodium due à des vitesses de circulations actives mais très lentes (échange eau–matrice minérale) et une diminution des chlorures par un lessivage lié aux eaux météoriques descendantes.

L'ensemble des eaux superficielles, profondes et thermales se situe sur un diagramme ${\delta }^2$H vs ${\delta }^{18}$O le long de la droite des eaux météoriques mondiales (Fig. 3), à l'exception des fluides d'un forage (F31) atteignant une semelle évaporitique. Ces fluides n'ont donc pas subi, durant leur parcours souterrain, de fractionnement isotopique dû aux conditions géothermiques ou à un échange avec des gaz. Le point (F31) se plaçant en dehors du domaine des eaux « naturelles » correspond aux fluides présentant la conductivité électrique la plus élevée (218 mS cm⁻¹). L'enrichissement en ${\delta }^2$H est dû vraisemblablement à une remobilisation par les eaux météoriques (le point F31 a une teneur en ³H correspondant à la limite de détection) d'une saumure enrichie en ${\delta }^2$H, à la suite d'une hydratation de silicates primaires en système fermé [4]. Par conséquent, les eaux liées des évaporites ne sont pas affectées par le fractionnement isotopique et ne participent qu'au phénomène de dilution [14]. Cet enrichissement est, en effet, un des traits caractéristiques des saumures, comme cela a été mis en évidence dans les zones de bouclier par Frape et Fritz [11].

Les teneurs en ${\delta }^{18}$O peuvent se regrouper en trois familles, avec des valeurs comprises :

• – entre $-7\text{,}0$ et $-15\text{,}0‰$ ($n=96$, $\mu =-12\text{,}1$ et $\sigma =1\text{,}9$) ;
• – entre $-13\text{,}0$ et $-15\text{,}0‰$ ($n=28$, $\mu =-13\text{,}8$ et $\sigma =0\text{,}7$) ;
• – entre $-15\text{,}5$ et $-16\text{,}5‰$ ($n=8$, $\mu =-15\text{,}9$ et $\sigma =0\text{,}3$).

Le premier ensemble comprend toutes les sources considérées. Le second rassemble des écoulements reconnus en forage, et notamment dans la partie supérieure des ouvrages. Le troisième concerne également des venues en forage, mais essentiellement en profondeur, et présente les valeurs les plus négatives.

On constate, en outre, une bonne correspondance entre les teneurs en isotopes stables et celles en tritium pour toutes les eaux interceptées par les forages de reconnaissance [9,24,25]. Les eaux avec des teneurs en tritium supérieures à 9 UT ont des valeurs en ${\delta }^{18}$O plus positives (entre $-13\text{,}0$ et $-15\text{,}0‰$), et l'absence de ³H s'accompagne de valeurs plus négatives (entre $-15\text{,}5$ et $-16\text{,}5‰$). Cette absence de tritium dans des eaux rencontrées par les forages et dans celles de certaines sources thermales, ne peut s'expliquer que par une recharge ayant eu lieu durant la période qui succéda au Dernier Maximum Glaciaire (DMG). Le retrait des grands glaciers a mis en jeu d'importantes quantités d'eau, entraînant, par conséquent, une charge hydraulique plus forte dans les aquifères. Ceci a favorisé la circulation des eaux dans les réseaux souterrains jusqu'à une grande profondeur (effet de chasse), mettant en mouvement des eaux confinées lors des glaciations, périodes durant lesquelles toute circulation hydrique était très faible ou bloquée [2] par les glaciers, dont la base atteignait une altitude proche de celle des océans actuels [15]. Le niveau de base hydrogéologique, contrôlé par celui des océans de l'époque, était alors à une cote inférieure d'une centaine de mètres par rapport à l'actuel. La longue période d'immobilisation, et donc l'interaction prolongée eau–roches, a permis aux eaux de changer leur patrimoine en sels dissous. De même, les eaux salines immobilisées dans les fractures profondes ont formé des minéraux secondaires en atteignant la saturation vis-à-vis de l'espèce minérale [26]. Lors de la déglaciation, avec la remontée du niveau des océans, la disponibilité hydrique et le niveau de base hydrogéologique ont établi des conditions favorables à une remobilisation des sels évaporitiques.

Ainsi, les eaux rencontrées dans les fractures profondes le long du tracé de la liaison ferroviaire Lyon–Turin témoignent d'une circulation souterraine dans un passé récent, de l'ordre de 10 000 ans. Ces considérations pourraient expliquer les anomalies hydrochimiques relevées dans les massifs cristallins alpins.