Revisiter les origines des eaux souterraines du mont Fuji avec des traceurs d'hélium, de vanadium et d'ADN environnemental

Nature Water volume 1, pages 60–73 (2023)Citer cet article

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Connu localement sous le nom de montagne d'eau, l'emblématique mont Fuji du Japon a fourni pendant des millénaires de l'eau potable à des millions de personnes via un vaste réseau d'eaux souterraines et de sources d'eau douce. Les eaux souterraines, qui sont rechargées à haute altitude, coulent le long des flancs de Fuji dans trois aquifères basaltiques, formant finalement d'innombrables sources d'eau douce vierges parmi les contreforts de Fuji. Ici, nous remettons en question le modèle conceptuel actuel selon lequel Fuji est un simple système d'écoulement laminaire des eaux souterraines avec peu ou pas d'échange vertical entre ses trois aquifères. Ce modèle contraste fortement avec l'instabilité tectonique extrême de Fuji en raison de son emplacement unique au sommet de la seule triple jonction continentale tranchée-tranchée-tranchée connue, de sa géologie complexe et de ses communautés d'eau de source microbienne inhabituelles. Sur la base d'une combinaison unique d'ADN microbien environnemental, de vanadium et de traceurs d'hélium, nous fournissons des preuves de la circulation profonde dominante et d'une contribution des eaux souterraines profondes jusque-là inconnue aux sources d'eau douce de Fuji. La remontée d'eau souterraine profonde la plus importante a été trouvée le long de la région la plus active du point de vue tectonique du Japon, la zone de faille Fujikawa-kako. Nos découvertes élargissent la compréhension hydrogéologique de Fuji et démontrent le vaste potentiel de la combinaison d'analyses d'ADN environnemental, de gaz nobles sur site et d'éléments traces pour la science des eaux souterraines.

Avec sa forme conique presque parfaite, le volcan japonais Mt Fuji (3 776 m au-dessus du niveau de la mer (ASL)) est sans doute la montagne la plus connue au monde1. Connue localement sous le nom de montagne d'eau, Fuji a fourni pendant des millénaires de l'eau potable à des millions de personnes grâce à ses abondantes eaux souterraines et à ses sources alimentées par les eaux souterraines. L'abondance des ressources en eau douce provient des grandes quantités de précipitations qui se produisent en raison de la proximité de Fuji avec l'océan Pacifique et la mer du Japon, et de son emplacement unique au sommet de la triple jonction de Fuji, la seule triple jonction continentale tranchée-tranchée-tranchée connue sur Terre2,3,4 (Fig. 1). En raison de ce cadre géologique unique, Fuji se compose principalement de basalte et est beaucoup plus perméable que les autres stratovolcans d'arc, qui sont principalement composés de magmas andésitiques peu perméables5,6,7,8,9,10,11,12,13. En raison de son long passage à travers le basalte14, les eaux souterraines de Fuji sont très douces et fortement enrichies en vanadium, faisant des rivières de Fuji les plus riches en vanadium sur Terre15,16,17. Fuji est si important qu'il a le statut de site du patrimoine mondial de l'UNESCO18, avec plusieurs sources désignées comme monuments naturels nationaux19,20,21.

En haut à gauche : emplacement de Fuji sur la triple jonction tranchée-tranchée-tranchée entre les plaques de l'Amour, d'Okhotsk et de la mer des Philippines au centre du Japon. En haut à droite : carte du bassin versant de Fuji, ses quatre sous-bassins (avec le sous-bassin sud-ouest surligné en jaune), les directions générales d'écoulement des eaux souterraines des sous-bassins sud-ouest et sud-est, les principales zones de failles, les failles tectoniques actuellement actives, les sites échantillonnés et tous les points de données obtenus dans cette étude ou recueillis à partir de la littérature et de la base de données nationale des eaux souterraines du Japon. Les points noirs dans les symboles des sites échantillonnés indiquent les emplacements des analyses d'eDNA. En bas : carte 3D du Mt Fuji orientée vers le sud-est. Le bassin versant de Fuji est mis en évidence, et les sites d'échantillonnage et les directions générales d'écoulement des sous-bassins sud-ouest et sud-est sont indiqués. KMFZ = Zone de faille de Kotsu-Matsuda. Système de référence de coordonnées : WGS 84/Pseudo-Mercator. Sources cartographiques composites : imagerie satellite161 ; modèle numérique d'élévation162 ; carte d'ombrage 3D rouge163,164 ; emplacements de failles tectoniques actives165 ; limites de plaques et failles tectoniques majeures43,166,167.

En plus de la demande toujours croissante en eau des résidents, des touristes, de l'industrie et de l'agriculture, un microcosme d'industries alimentaires haut de gamme s'est développé, produisant des biens qui dépendent fortement de l'eau propre de Fuji. La plus grande zone de plantations de thé vert du Japon sur le versant sud et les grandes distilleries de whisky sur le versant est ne peuvent fonctionner qu'en raison de l'approvisionnement toujours important en eaux souterraines douces et de haute qualité. Avec un succès croissant, de nombreuses entreprises d'embouteillage d'eau vendent désormais de l'eau souterraine riche en vanadium pompée des profondeurs sous Fuji en tant qu'eau minérale saine22,23,24. De plus, il a été constaté que si de l'eau riche en vanadium est utilisée dans le brassage du saké (nihonshu), les composés aromatiques rassis indésirables sont supprimés tandis que le goût sucré souhaité est favorisé25,26, expliquant potentiellement le succès international primé des brasseries de saké de Fuji27,28.

Bien que Fuji ait été largement étudié et que sa géologie complexe soit bien documentée, la qualité et la quantité de l'eau déclinent et de nombreuses questions hydrogéologiques restent non résolues29,30,31,32,33,34,35. Selon les connaissances actuelles, sur les 2,2 km3 (ou 2 500 mm) de précipitations par an, 90 % forment la recharge des eaux souterraines7,36. Après 15 à 40 ans (réf. 14), 1,7 km3 émergent chaque année au pied des collines sous forme de sources, de rivières et de lacs, tandis que le reste quitte le bassin versant sous forme d'eau souterraine7. Bien que les eaux souterraines coulent également à travers l'aquifère profond de Ko (« ancien »)-Fuji, formé au cours de l'ancien stade volcanique de Hoshiyama (il y a 100 à 17 ka (ka)), on pense que les sources sont alimentées exclusivement par les aquifères moins profonds de Shin (« nouveau »)-Fuji et de surface, provenant des stades plus jeunes de Fujinomiya et Subashiri (<17 ka)7,13,17,37,38. Hormis quelques suintements31, les échanges verticaux entre les aquifères profonds et peu profonds sont actuellement considérés comme négligeables7,17,36,39. Ce modèle simple, cependant, est en contradiction avec la géologie complexe de Fuji et ne parvient pas à expliquer le déclin de la qualité de l'eau29,30,40,41,42.

Nous présentons ici des preuves d'une contribution substantielle des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji aux sources le long de la zone de faille Fujikawa-kako (FKFZ) de Fuji, la région la plus active du point de vue tectonique du Japon (Fig. 1)10,43,44,45. Nos mesures d'ADN environnemental (eDNA), d'hélium (He) et de vanadium (V), ainsi qu'une compilation de données hydrochimiques provenant de nombreuses études antérieures, élargissent notre compréhension hydrogéologique de Fuji et démontrent le vaste potentiel de la combinaison d'analyses d'eDNA, de gaz rares sur site et d'éléments traces pour la science des eaux souterraines.

Malgré son incapacité critique à expliquer pleinement le récent déclin de la qualité de l'eau, le modèle conceptuel simpliste de l'écoulement laminaire des eaux souterraines dans le Fuji est toujours accepté. Les coupables sont les méthodes classiques qui ont été appliquées jusqu'à présent pour comprendre l'hydrogéologie de Fuji, à savoir les niveaux des eaux souterraines peu profondes, les ions majeurs et les isotopes stables de l'eau. Ces méthodes hydrogéologiques classiques sont les plus largement utilisées et sont généralement utilisées pour identifier les directions d'écoulement des eaux souterraines, les zones de recharge et la saisonnalité, et s'écoulent à travers des zones hydrochimiques distinctes. Cependant, dans les systèmes montagneux où les niveaux des eaux souterraines peu profondes suivent la topographie, où le mélange physique entre les différents types d'eau est répandu et les principales compositions ioniques des différents types d'eau sont très similaires, ces méthodes classiques ne permettent souvent pas une évaluation sans ambiguïté de la recharge des eaux souterraines et des voies d'écoulement36,46,47.

Comme l'hydrogéologie de Fuji est dominée par des gradients d'altitude, les niveaux des eaux souterraines peu profondes suivent la topographie générale et ne fournissent aucune indication d'interactions verticales entre les différents aquifères17,39,48,49. L'aquifère profond de Ko-Fuji est connu pour être confiné et artésien, mais la répartition de la pression est inconnue17,29,30,31,39. Les signatures isotopiques stables de l'eau (c'est-à-dire δ2H et δ18O) des cours d'eau, des sources et des eaux souterraines se situent entre les lignes d'eau météoriques locales et globales (Fig. 2a et Section supplémentaire 1), révélant une origine météorique commune et un effet d'évaporation uniforme36,50, mais l'élévation de la recharge, la saisonnalité et le mélange physique ne peuvent pas être séparés sur la base de ces signaux51.

a, Composition isotopique stable de l'eau des sites étudiés ainsi que toutes les mesures disponibles des sources, des puits d'eau souterraine, des puits d'eau minérale et de brasserie et des puits thermiques profonds ; les élévations de recharge dérivées des isotopes stables de l'eau d'après Yasuhara et al.36 sont indiquées. Ligne d'eau météorique locale (LMWL)36 : δ2H = 8 × δ18O + 15,1‰. Ligne d'eau météorique globale (GMWL)51 : δ2H = 7,93 × δ18O + 8,99‰. VSMOW, eau de mer moyenne standard de Vienne. b, graphique Piper de la composition en ions majeurs de toutes les données disponibles sur les sources, les puits d'eau souterraine, les puits d'eau minérale et de brasserie et les puits thermiques profonds. Les champs de types d'eaux hydrochimiques sont séparés par des lignes pointillées et marqués par des cercles numérotés (voir légende). Les points de données en a et b représentent les valeurs moyennes du site. Tous les points de données individuels et les références correspondantes sont fournis sous forme de tableau dans les données supplémentaires 1.

Les sources et les eaux souterraines autour de Fuji sont toutes froides (~14,5 °C), fraîches (~400 μS cm−1), légèrement alcalines (~7,75 pH) et classées comme de type Ca–HCO3. Le long de la baie de Suruga, le type Na–Cl–SO4 prévaut en raison de l'intrusion locale d'eau de mer17,32,41,42 (Fig. 2b). Seules les eaux souterraines thermales profondes, qui sont pompées du sous-sol de Fuji à une profondeur de 1 500 m et utilisées dans les spas locaux (onsen), sont légèrement chaudes (~40 °C), légèrement alcalines (~8,75 pH) et minéralisées (~1 g l−1). En raison de la grande profondeur et du mélange d'inclusions d'eau de mer provenant du tuf vert du sous-sol de Fuji, cette eau thermale est classée comme Ca–Cl et Na–Cl–SO452,53. Cependant, outre les inclusions d'eau de mer dans le sous-sol de Fuji et l'intrusion d'eau de mer le long de la baie de Suruga, toutes les eaux naturelles du bassin versant de Fuji sont d'origine météorique52,53. L'origine météorique commune, la grande plage d'élévation et la similarité hydrochimique des eaux naturelles signifient que les méthodes de traçage classiques employées sont d'une applicabilité limitée pour différencier les masses/composants d'eau. Plutôt que de provoquer d'autres recherches, ces observations ont été largement acceptées et interprétées de manière simple comme étant le résultat d'un système à flux laminaire. Cependant, cette interprétation obscurcit les interactions verticales potentiellement existantes entre les différents aquifères et favorise plutôt l'idée que Fuji est un système d'eau souterraine relativement simple.

Pour surmonter les limites des méthodes classiques appliquées jusqu'à présent dans le bassin versant de Fuji et pour évaluer de manière critique le modèle hydrogéologique conceptuel directeur de Fuji, nous avons mené une enquête multi-traceurs combinant trois méthodes de traceurs non conventionnelles et nouvelles : analyses He, V et eDNA sur site et en laboratoire. Ci-dessous, nous rapportons les principales découvertes pour chaque traceur, en nous concentrant sur l'identification du mélange physique basé sur les concentrations de He et V dissous, et la fraction d'ADNe apportée par Archaea spécifiquement adaptée aux conditions des eaux souterraines profondes. Les données analytiques sont résumées dans le tableau 1 (l'ensemble de données complet est fourni en tant que données supplémentaires 1 et 2).

Près des volcans et des bordures de plaques, les concentrations en He total et les rapports isotopiques de 20Ne/4He et 3He/4He sont des traceurs importants, car ils permettent de quantifier les contributions de l'He atmosphérique versus terrigène, ainsi que la séparation entre le manteau et l'He radiogénique54,55,56,57,58,59,60,61,62,63,64. Par exemple, si dans un système volcanique et tectoniquement actif comme le bassin versant de Fuji, des eaux souterraines profondes se trouvaient enrichies en He du manteau, cette signature He peut être utilisée pour détecter les contributions des eaux souterraines profondes aux eaux souterraines peu profondes et contraindre l'origine de l'eau aux sources d'eau douce échantillonnées.

En prenant les rapports caractéristiques 3He/4He et 20Ne/4He de l'eau saturée en air (3He/4He = 1,36 × 10−6, 20Ne/4He = 3,741)65, du manteau appauvri (tel qu'échantillonné par le basalte de la dorsale médio-océanique ; 3He/4He = 1,1 × 10−5, 20Ne/4He ≈ 0)55 et de la croûte continentale (3 He/4He = 1,5 × 10−8, 20Ne/4He ≈ 0)57 en tenant compte, la contribution de l'He du manteau peut être calculée : 20 % dans les eaux souterraines profondes de Ko-Fuji du puits d'Aoki et de la source de Yoshimaike, 12 % dans la source de Wakutamaike et 5 % dans Shiraitonotaki (échantillon n° 1) (Tableau 1 et Fig. 3e,f). Les contributions élevées du manteau He à Aoki et Yoshimaike sont en corrélation avec des concentrations élevées de He total (tableau 1 et fig. 3d, e). Par conséquent, les données sur les gaz nobles suggèrent que les eaux souterraines profondes de Ko-Fuji contribuent de manière significative aux sources du sud-ouest de Fuji, moins à l'extrémité nord en amont des cônes alluviaux (Shibakawa, Jimbanotaki, Shiraitonotaki), mais fortement dans les sources situées directement sur la FKFZ (Yoshimaike, Wakutamaike) (Fig. 1 et 3). Bien que la présence de He du manteau dans les différentes sources puisse être le résultat de la remontée des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji, elle pourrait également être le résultat d'un mélange direct de gaz du manteau. Des traceurs supplémentaires sont donc nécessaires pour confirmer la remontée des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji.

a,b, Cartes des compositions V (a) et δ18O (b). c, δ18O en fonction des concentrations de V. Les élévations de recharge hypothétiques (à partir de δ18O d'après Yasuhara et al.36) sont indiquées par des lignes verticales pointillées en supposant qu'il n'y a pas de mélange d'eaux à différentes élévations. d, Concentrations moyennes en He et 40Ar mesurées sur site avec le nouvel instrument portable GE-MIMS133. Les lignes pointillées noires représentent l'eau saturée en air (ASW) pour 20 °C aux trois élévations de recharge primaires d'après Yasuhara et al.36 pour le bassin sud-ouest. Les lignes pointillées indiquent des apports d'air excédentaires hypothétiques à l'ASW à 1 700 m ASL et pour 0 °C, 5 °C, 10 °C et 15 °C. Les barres d'erreur indiquent ± 1 sd de la moyenne de toutes les mesures GE-MIMS prises sur chaque site. Les nombres de dates d'échantillonnage utilisées pour quantifier les valeurs moyennes et les écarts types par site sont : A (n = 2), 1 (n = 1), 2 (n = 1), 9 (n = 2), 16 (n = 1), 48 (n = 2), 60 (n = 2), 63 (n = 1). GW, eaux souterraines. e, 3He/4He contre 20Ne/4He pour les échantillons obtenus dans cette étude (sites A, 6, 9 et 10a) ainsi que les mesures précédentes (sites 1a96, 1b53, 3a96, 3b53, 796 et 10b102 et les données des puits profonds onsen53,104,107,111, des puits d'eau souterraine53 et des fumerolles57) et du membre final rapports isotopiques55,57 (basalte de dorsale médio-océanique (MORB), croûte continentale, production radiogénique, ASW à 0 °C et ASW à 20 °C). f, Carte générale des rapports 3He/4He. TNK, lac Tanuki. FJM, Fujinomiya. Fumer, Fumerolles. Pour toutes les données et les références correspondantes, voir Données supplémentaires 1. Système de référence de coordonnées : WGS 84 / Pseudo-Mercator. Sources cartographiques composites d'arrière-plan : modèle numérique d'élévation162 ; carte d'ombrage 3D rouge163,164 ; emplacements de failles tectoniques actives165 ; limites de plaques et failles tectoniques majeures43,166,167. Les lignes pointillées blanches en a, b et f indiquent les zones tectoniques FKFZ et KMFZ ; les lignes pointillées rouges en a, b et f indiquent des failles tectoniques actives.

La source Wakutamaike présentait non seulement une contribution de 12 % de He du manteau, mais également une contribution de 83 % de He radiogénique (Fig. 3e, f) - une observation qui suggère une connexion hydraulique à un réservoir d'eau souterraine complètement différent. Les concentrations totales d'hélium sont également supérieures de trois ordres de grandeur à celles de toute autre source échantillonnée. La signature He est très similaire à la signature de l'eau thermale profonde pompée près du lac Tanuki à la base de la chaîne de montagnes Misaka-Tenshu (Fig. 3e, f et section supplémentaire 3), ce qui suggère que le réseau complexe de failles, fissures et clinkers de la FKFZ transporte les eaux souterraines des profondeurs sous les montagnes Misaka-Tenshu vers la source Wakutamaike avec peu de mélange.

Le V dissous a été mesuré dans les sources, les eaux souterraines et les rivières de Fuji depuis les années 1960 et s'est avéré être enrichi et prévaloir sous forme oxydée sous forme de vanadate (V(v)). En raison de la teneur naturellement élevée en V du basalte66, la concentration en V dans les eaux souterraines et les sources de Fuji est beaucoup plus élevée que partout ailleurs au Japon16,17,67,68,69, faisant des rivières de Fuji les plus riches en V sur Terre15. Alors que la cinétique de réaction V dans les eaux naturelles est difficile à quantifier en raison de la géochimie très complexe du vanadium70,71,72,73,74, à l'échelle des temps de séjour décennaux des eaux souterraines de Fuji, les concentrations d'équilibre ne sont probablement pas atteintes72,75 et on peut supposer que les concentrations de V augmentent progressivement avec le temps de séjour des eaux souterraines. Cette hypothèse est étayée par l'observation que les concentrations de V n'ont pas atteint un plateau (Fig. 3c). Ainsi, si une source devait s'avérer significativement enrichie en V par rapport aux eaux souterraines peu profondes locales, la remontée d'eau souterraine profonde avec ses temps de séjour significativement plus longs est la cause la plus probable d'enrichissement.

Les concentrations de vanadium présentent des schémas similaires à ceux des isotopes stables de l'eau et des ions majeurs, avec des concentrations de δ18O et de V corrélées presque parfaitement et des eaux plus légères, qui sont rechargées à des altitudes plus élevées, montrant des concentrations de V plus importantes (tableau 1, fig. 3a – c et section supplémentaire 2). Dans l'ensemble, les sources contiennent moins de V et sont isotopiquement plus lourdes que les eaux souterraines (Fig. 3a–c), ce qui confirme que la plupart des sources sont alimentées par des eaux souterraines peu profondes provenant des aquifères superficiels et de Shin-Fuji, qui se caractérisent généralement par de faibles niveaux de recharge et des temps de séjour courts14,17,37. Les concentrations de vanadium sont également positivement corrélées aux concentrations de He; c'est-à-dire que les eaux riches en He ont tendance à être enrichies en V.Avec une concentration de 221,0 μg l−1, les eaux souterraines profondes de Ko-Fuji échantillonnées dans le puits d'Aoki sont les eaux les plus enrichies en V trouvées autour de Fuji, soutenant l'hypothèse du très long temps de séjour des eaux souterraines de Ko-Fuji dans le pied sud-ouest de Fuji. Remarquablement, avec une concentration de 87,5 μg l−1, la source de Yoshimaike contient significativement plus de V que toutes les autres sources du sous-bassin sud-ouest. Bien que la corrélation entre les concentrations élevées de V et élevées de He dans les sources plaide fortement en faveur d'une importante remontée d'eau souterraine profonde de Ko-Fuji, des concentrations élevées de V dans les sources peuvent également résulter de temps de séjour accrus en raison de voies d'écoulement plus longues ou de zones de conductivité hydraulique réduite dans les aquifères peu profonds eux-mêmes. Par conséquent, un autre traceur indépendant est nécessaire pour confirmer pleinement l'existence d'une remontée substantielle des eaux souterraines profondes.

Pionniers de l'étude de l'ADNe microbien dans les eaux autour de Fuji, Segawa et al.34 ont identifié une relation potentielle entre la présence de procaryotes thermophiles et les voies d'écoulement des eaux souterraines profondes à travers l'aquifère Ko-Fuji dans le sous-bassin sud-ouest de Fuji. Plus tard, Sugiyama et al.35 ont confirmé que les candidats procaryotes extrêmophiles sont des organismes fondamentaux dans l'aquifère de Ko-Fuji, et ont observé qu'un épisode de pluie torrentielle induit par un typhon a entraîné une augmentation substantielle des concentrations d'Archaea en suspension dans le puits d'Aoki. En revisitant les données eDNA de Sugiyama et al.35, nous avons trouvé que les membres de Parvarchaea étaient les archées dominantes dans les eaux souterraines de Fuji ; plus précisément, les deux ordres candidats non cultivés YLA114 et WCHD3-30, qui sont principalement extraits d'environnements extrêmes76,77 (tableau 1 ; une phylogénie détaillée est fournie dans la section supplémentaire 4). Bien que le nombre total d'Archaea en suspension ait augmenté pendant l'événement de pluie torrentielle induit par le typhon, les contributions relatives de WCHD3-30 et YLA114 ont diminué, indiquant que WCHD3-30 et YLA114 vivent principalement en suspension plutôt qu'attachés à la matrice aquifère, et que leurs contributions relatives sont réduites lorsque l'augmentation des gradients hydrauliques entraîne un détachement accru des Archaea qui vivent attachées à la matrice dans des conditions hydrauliques normales. Cette propriété fait à la fois du WCHD3-30 et du YLA114 des traceurs potentiels de la remontée des eaux souterraines profondes dans les eaux souterraines peu profondes et les sources du bassin versant de Fuji, même dans des conditions hydrauliques normales. Comme les conditions environnementales qui permettent à ces Archaea spécifiques de se développer n'ont jusqu'à présent été trouvées autour de Fuji qu'à de grandes profondeurs17,52,78,79, la présence de l'ADN de ces formes de vie microbiennes dans les sources est en outre susceptible d'indiquer une remontée rapide d'une quantité importante d'eaux souterraines profondes de Ko-Fuji, car ces ADN spécifiques n'existeraient pas autrement ou seraient dégradés (dans le cas d'une remontée marginale ou lente d'eaux souterraines profondes).

Pour confirmer le lien précédemment identifié entre la présence de ces procaryotes spécifiques et les conditions environnementales prévalant dans les eaux souterraines profondes de Ko-Fuji34,35, et pour permettre la comparaison entre He, V et eDNA dissous, nous avons également déterminé l'eDNA microbien présent dans les échantillons d'eau des sources étudiées et du puits Aoki. Cela a révélé que Parvarchaea représente 95% de tout l'ADNe archéen présent dans les eaux souterraines de Ko-Fuji du puits d'Aoki (tableau 1 et section supplémentaire 4). Alors que dans la plus en amont des sources sud-ouest échantillonnées (Shibakawa), les Parvarchaea ne représentent que 20% de l'ADNe archéen, ce pourcentage augmente progressivement vers l'aval et atteint 80% dans la source Yoshimaike. Les Parvarchaea sont également les archées les plus importantes à Tomizawa (77%), une source sud-est en amont émergeant au pied du mont Ashitaka, et également présentes à des niveaux significatifs (bien que moins dominants) à Kakitagawa (37%), la source la plus grande et la plus en aval du sous-bassin sud-est (Fig. 1). La distribution spatiale claire de ces Parvarchaea (c'est-à-dire leur abondance relativement élevée dans les sources en aval des sous-bassins du sud-ouest et du sud-est) plaide donc en faveur d'une augmentation spatiale de la remontée d'eau souterraine profonde de Ko-Fuji en direction de l'aval, en particulier le long de la FKFZ. Cependant, bien que les modèles d'ADNe archéens concordent avec les modèles de concentrations de He et de V, seule une comparaison systématique entre ces trois traceurs différents et complètement indépendants permettrait d'exclure la possibilité que ces Parvarchaea poussent localement dans les sources à des niveaux significatifs et fournissent la preuve que les eaux souterraines profondes de Ko-Fuji remontent effectivement.

Pour déterminer si les trois traceurs indépendants indiquent une remontée substantielle des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji dans les sources le long de la FKFZ, ils sont directement comparés dans quatre parcelles à triple traceur (Fig. 4). La comparaison des concentrations de V et He dissous aux fractions d'ADNe archéen apportées par YLA114 (Fig. 4a) et par YLA114 + WCHD3-30 (Fig. 4b) révèle que les trois traceurs sont presque linéairement corrélés. La corrélation quasi linéaire prévaut si les concentrations de V et He sont comparées à la diversité alpha des Archaea (Fig. 4c). Comme les trois types de traceurs ont des origines biogéochimiques complètement différentes, la seule explication plausible de la corrélation quasi linéaire, compte tenu des connaissances actuelles du système, est les processus physiques de mélange (montée et mélange croissant dans la direction aval) des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji dans les aquifères peu profonds et les sources d'eau douce de Fuji.

a – b, Corrélations de triple traceur entre V, He et l'ADNe archaéen apportées par YLA114 + WCHD3-30 (a) et par YLA114 uniquement (b). c, Triple corrélation de traceurs entre V, He et la diversité alpha des Archaea. d, Triple corrélation de traceurs entre V, Na+ et la diversité alpha des Archaea (d). Les concentrations représentent des mesures prises sur site avec le nouvel instrument portable GE-MIMS. STP, température et pression standard (T = 0 °C, P = 1 atm). H′A est l'indice de diversité de Shannon160,168 évalué pour Archaea. Les données pour Fujinishiki en d représentent les données du puits de la brasserie Fujinishiki (identifiant du site : F1), à l'exception de la concentration de Na+, qui représente la concentration moyenne mesurée de Na+ dans la source Fujinishiki (identifiant du site : 7) située à côté du puits de la brasserie Fujinishiki.

La corrélation identifiée du triple traceur entre He, V et l'ADNe des archées extrêmophiles, en combinaison avec les corrélations quasi linéaires entre V et δ18O, les concentrations d'He et les rapports 3He/4He et l'abondance relative des ordres YLA114 et WCHD3-30 Archaea, fournissent des preuves étonnamment solides d'une remontée d'eau généralisée et d'un mélange des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji dans les sources et les aquifères peu profonds de Fuji. Le taux de remontée des eaux souterraines profondes est beaucoup plus élevé qu'on ne le supposait auparavant, en particulier dans le sous-bassin sud-ouest le plus densément peuplé. Le modèle hydrogéologique actuellement accepté, qui postule un mélange vertical négligeable ou nul entre les différentes masses d'eau souterraines, est incompatible avec les nouvelles données de traceur et doit donc être révisé. Nous proposons un modèle d'écoulement hydrologique conceptuel révisé de Fuji qui suppose explicitement une remontée substantielle des eaux souterraines profondes de Ko-Fuji le long des failles, des fissures et des clinkers de la FKFZ, qui résultent de la dynamique complexe de subduction de la triple jonction de Fuji (Fig. 5). En plus de ces voies d'interaction, nous avons identifié un mélange jusqu'alors inconnu d'eaux souterraines profondes de type Misaka-Tenshu enrichies en He lourd dans la source Wakutamaike. Par coïncidence, la source Wakutamaike est la source sacrée du sanctuaire Fujisan Hongu Sengen Taisha, site du patrimoine mondial de l'UNESCO et l'un des sanctuaires les plus importants du Japon.

Le modèle hydrogéologique conceptuel révisé du mont Fuji (révisé sur la base de modèles conceptuels publiés précédemment7, 17, 36, 42, 169) montre une coupe transversale nord-sud-ouest qui suit la FKFZ et illustre les interactions verticales dominantes entre les trois principaux aquifères différents (superficiel, Shin-Fuji et Ko-Fuji) et les sources d'eau de source qui en résultent. La contribution des eaux souterraines profondes de Misaka-Tenshu à la source sacrée de Wakutamaike est également illustrée. Les flèches bleues indiquent l'eau souterraine peu profonde, les flèches rouges l'eau souterraine Ko-Fuji et les flèches jaunes l'écoulement de l'eau souterraine Misaka-Tenshu. Sources cartographiques composites d'arrière-plan : modèle numérique d'élévation162 ; carte d'ombrage 3D rouge163,164.

Bien que les observations du niveau des eaux souterraines et les traceurs hydrologiques classiques tels que les ions majeurs et les compositions isotopiques stables de l'eau souterraine et de l'eau de source puissent fournir des informations précieuses sur les systèmes hydrogéologiques, ils ne peuvent pas détecter l'échange vertical entre les différents aquifères du mont Fuji. Bien qu'ils soient largement appliqués, ils sont d'une utilité limitée dans de nombreux environnements complexes, car les traceurs classiques sont souvent confondus par des interactions avec la matrice aquifère, qui se compose généralement en grande partie du même matériau et harmonise ainsi la composition chimique de différentes eaux, ou par des zones de recharge qui se chevauchent, qui harmonisent les compositions isotopiques de différentes eaux. En combinant plusieurs traceurs classiques et non conventionnels, à savoir l'analyse sur site des gaz dissous (nobles), l'analyse en laboratoire des isotopes des gaz nobles, le séquençage de nouvelle génération de l'ADNe microbien et l'analyse des éléments traces, qui sont tous des traceurs qui réagissent spécifiquement à la variété des voies d'écoulement et des processus auxquels on peut s'attendre dans un système volcanique tel que le bassin versant de Fuji, et nous permettent de démêler et donc de suivre les eaux soumises à un mélange physique, nous avons non seulement surmonté les principales limites des méthodes classiques. , mais a également montré une voie claire pour la science des eaux souterraines.

En conclusion, les progrès des techniques analytiques en hydrologie des traceurs et en microbiologie nous ont permis de comprendre l'hydrogéologie complexe du système d'eaux souterraines volcaniques de Fuji et d'identifier des remontées d'eaux souterraines profondes jusque-là inconnues dans des sources d'eau douce et des eaux souterraines peu profondes. La combinaison des signatures He, V et eDNA microbienne élargit ainsi non seulement la compréhension hydrogéologique de Fuji, mais présente également le vaste potentiel de combiner des traceurs non conventionnels pour étudier des systèmes hydrogéologiques complexes.

En raison de son emplacement directement au-dessus de la triple jonction entre les plaques d'Okhotsk, de l'Amour et de la mer des Philippines, les éjectas du mont Fuji se composent principalement de basalte à haute teneur en alumine et de cendres volcaniques, par opposition à la composition andésitique de la plupart des autres stratovolcans situés sur l'arc d'éjection d'Izu-Bonin-Mariana6. La composition basaltique prouve que le réservoir de magma de Fuji est situé à une grande profondeur (>20 km)6,11,12,80,81,82,83,84. Fuji se compose de quatre volcans qui se sont superposés : le pré-Komitake (270 - 160 ka), le Komitake (160-100 ka), le Ko-Fuji (100-10 ka) et le Shin-Fuji (de 10 ka à aujourd'hui)1,6,38,81,85,86. Les dépôts du stade volcanique tardif de Hoshiyama (100–17 ka) et les dépôts des stades Fujinomiya et Subashiri (<17 ka)9,13,17,31,35,37,39,87,88,89 sont d'importance hydrogéologique. Les dépôts tardifs de Hoshiyama se composent de lave basaltique, de cendres volcaniques et de coulées de boue respectives, et abritent l'aquifère profond de Ko-Fuji. L'aquifère de Ko-Fuji est confiné sur le dessus par des dépôts de coulées de boue largement imperméables (conductivités hydrauliques comprises entre 10−6 m s−1 (horizontal) et 10−8 m s−1 (vertical) ; réf. 42), des roches pyroclastiques et du sol noir Fuji des stades final Hoshiyama et initial Fujinomiya6,9,17,37,38,81,85,90. La conductivité hydraulique estimée de l'aquifère de Ko-Fuji est de l'ordre de 10−5–10−7 m s−1 (réfs. 9, 39, 42, 91). Les dépôts des stades Funjinomiya et Subashiri abritent l'aquifère peu profond de Shin-Fuji, qui se compose de plusieurs couches de lave basaltique qui forment un réseau complexe et hautement conducteur de matériaux poreux, de fissures et de mâchefers7,17,31,37. Les dépôts les plus récents de cendres volcaniques et de sable alluvial et de gravier de l'étage Subashiri complètent la stratigraphie hydrogéologique en abritant l'aquifère superficiel le plus élevé31. Les conductivités hydrauliques estimées des aquifères Shin-Fuji et superficiels sont de 10−2−10−5 m s−1 (réfs. 9, 39, 42, 91). En dessous, le système hydrogéologique décrit de Fuji est contraint par un corps de socle d'environ 10 km d'épaisseur du groupe Misaka-Tenshu, qui se compose d'andésite basaltique sous-marine imperméable et de matériau pyroclastique52. Le FKFZ, la structure tectonique la plus active du Japon, est situé le long du pied ouest et sud-ouest du Fuji et passe la ville de Fujinomiya10,43,44,45. Ces failles tectoniques actives sont caractérisées par des réseaux complexes de fissures et de mâchefers, qui pourraient permettre aux eaux souterraines, aux solutés et aux petites particules d'être transportées de manière non laminaire et rendre leurs voies d'écoulement très difficiles à identifier. Les propriétés hydrogéologiques de la FKFZ, ainsi que son effet sur la dynamique des eaux souterraines et les voies d'écoulement, n'ont pas été systématiquement étudiées et, bien que géologiquement relativement bien comprises45, son comportement hydrogéologique restait inconnu avant notre étude.

Au sommet du Fuji, la température annuelle moyenne de l'air est de -6,4 ° C et la température moyenne pendant le mois le plus chaud (août) est de 6,0 ° C (réf. 92). Les précipitations annuelles varient de 1 600 à 2 000 mm, selon l'orientation9,93. Les chutes de neige se produisent toute l'année et s'élèvent à un total annuel de 3 m au sommet92. Ces conditions hydrologiques hivernales maintiennent une couche de pergélisol près du sommet, empêchant efficacement toute infiltration dans le sous-sol36,94. Cependant, les conditions changent lentement en raison du changement climatique (par exemple, les températures maximales moyennes pendant les mois d'été ont augmenté de 2 °C au cours des 50 dernières années et la limite forestière s'élève95). Sur les 2,2 km3 de précipitations qui tombent sur Fuji chaque année, 2 km3 s'infiltrent et forment les eaux souterraines qui alimentent les trois aquifères de Fuji (les aquifères superficiels, Shin-Fuji et Ko-Fuji). Les eaux souterraines coulent ensuite sur les flancs du Fuji et, après 2 à 4 décennies14,96, 1,7 km3 réapparaissent chaque année dans les contreforts, alimentant d'innombrables sources, rivières et lacs37,39,49,52. Les 0,3 km3 restants quittent le bassin versant en tant qu'eaux souterraines régionales (par exemple, vers la vallée de la rivière Katsura au nord) ou en tant que déversement d'eaux souterraines sous-marines (vers la baie de Suruga au sud33).

Selon les isotopes stables de l'eau, la recharge des eaux souterraines sur Fuji se produit à trois altitudes différentes : au-dessus de 2 000 m ASL (zone supérieure), entre 1 100 et 2 000 m ASL (zone intermédiaire) et en dessous de 1 100 m ASL (zone de source)9,17,36,50. La recharge dans le sous-bassin sud-ouest se produit principalement entre 1 600 et 2 250 m ASL, l'essentiel de la recharge ayant lieu dans la zone intermédiaire et alimentant l'aquifère Shin-Fuji36. Alors que la zone supérieure est de peu d'importance pour la recharge globale des eaux souterraines, c'est la principale zone de recharge de l'aquifère de Ko-Fuji36. La zone des sources est caractérisée par (1) l'émergence d'une grande quantité d'eau souterraine dans les innombrables sources d'eau douce situées le long de l'extrémité de la formation de lave de Shin-Fuji, (2) des échanges dynamiques entre les sources, les ruisseaux, les rivières et les eaux souterraines peu profondes, et (3) l'utilisation agricole, urbaine et industrielle de l'eau. Contrairement à de nombreuses régions du Japon, les sources naturelles de Fuji sont exclusivement des sources d'eau froide, et les spas annoncés comme des "sources chaudes" (onsen) autour de Fuji pompent leur eau du sous-sol de Fuji à une profondeur relativement uniforme de 1 500 m.

Fuji est également connu comme la montagne de l'eau au Japon et est bien connu pour ses sources et ses eaux souterraines vierges et abondantes. En raison de son long temps de séjour dans les roches basaltiques, les sources et les eaux souterraines de Fuji sont très douces (c'est-à-dire dépourvues de carbonates) et naturellement enrichies en V, ce qui rend l'eau importante pour la culture du thé vert et la production d'eau minérale, de whisky et de saké15,16,17,22,23,25,26,27,28,97. La qualité et l'abondance de l'eau de Fuji, cependant, n'ont cessé de décliner au cours des dernières décennies, de sorte que la région autour de Fuji n'a pas reçu la désignation initialement envisagée de site du patrimoine naturel mondial de l'UNESCO et à la place "seulement" une dénomination de site du patrimoine culturel mondial de l'UNESCO, car les exigences environnementales pour la première étaient trop strictes29. La baisse de la qualité et de la quantité de l'eau de Fuji est principalement liée à la baisse constante des niveaux des lacs et des eaux souterraines en raison du pompage excessif, de la pollution généralisée des eaux souterraines due à l'industrie et à la production de papier, des apports excessifs de nutriments (par exemple, les nitrates) provenant de la culture du thé vert, de l'augmentation des températures de l'eau et des changements du cycle hydrologique dus au changement climatique, et du déversement illégal de déchets1,18,29,30,31,39,98. Dans ce contexte, la région la plus impactée est la zone urbanisée entourant Fujinomiya, qui est affectée par l'industrie, les grandes plantations de thé vert dans les pentes ascendantes, et la FKFZ (Fig. 1), au sein de laquelle la dynamique des eaux souterraines n'est que vaguement comprise17,34,35,99. Étant donné que la notion conceptuelle d'écoulement purement laminaire des eaux souterraines a persisté et a conduit à une incapacité à fermer le bilan hydrique local du bassin versant de Fuji, d'importants flux et voies d'eau souterraine sont restés non identifiés29,30. Cependant, comprendre les voies et les champs d'écoulement associés est une condition préalable à la prévention et à la gestion de la contamination des eaux souterraines et des sources.

Alors que nous présentons des données pour l'ensemble du bassin versant du Fuji, nous nous sommes concentrés sur l'identification des origines de l'eau dans les sources d'eau douce le long du pied sud-ouest du Fuji, car c'est cette région qui est la plus affectée à la fois par l'agriculture et l'industrie, tout en étant en même temps la plus complexe sur le plan hydrogéologique en raison de la FKFZ. Les sources étudiées et les puits d'eau souterraine artésiens sont des caractéristiques hydrologiquement importantes et sont tous situés le long des principales directions d'écoulement des eaux souterraines dans le sous-bassin sud-ouest (sens d'écoulement : source Shibakawa, source Sugita, source Jimbanotaki, source Shiraitonotaki, puits artésien de la brasserie de saké Fujinishiki, puits artésien Aoki, source Yoshimaike, source Wakutamaike ; Fig. 1). De nombreux sites se trouvent directement au-dessus de la FKFZ, où la dynamique des eaux souterraines entre les différents aquifères, sources et masses d'eau de surface devrait être très complexe. Par exemple, en réponse au tremblement de terre de Mw 5,9 East Shizuoka en mars 2011, lui-même déclenché par le séisme majeur de Mw 9 Tohoku Oki, plusieurs sources et puits d'eau souterraine ont débordé30,43,44,100,101. Pour compléter une compréhension régionale de la dynamique des eaux souterraines, trois sources importantes du sous-bassin sud-est ont également été étudiées (sens d'écoulement : source Mishuku, source Tomizawa, source Kakitagawa ; Fig. 1). Le tableau 2 répertorie les différentes analyses de traceurs disponibles pour ces sites et inclut nos mesures, ainsi que des données plus anciennes disponibles dans la littérature.

Nous avons compilé nos mesures et les données de la littérature disponible dans un ensemble de données hydrogéologiques sur le bassin versant de Fuji, englobant plus de 350 sites et plus de 9 500 points de données individuels 9,110,111,112,113,114,115,116. Tous les sites pour lesquels des données hydrochimiques étaient disponibles et que nous avons abordés ici sont indiqués à la Fig. 1. L'ensemble de données complet est fourni en tant que données supplémentaires 1, à l'exception des données phylogénétiques microbiennes basées sur l'ADNe, qui sont fournies en tant que données supplémentaires 2.

Pour l'analyse des isotopes stables de l'eau et des ions majeurs, les échantillons ont été filtrés avec un filtre Millex-GS de 0,22 μm (Merck Millipore) et stockés à -20 ° C et 4 ° C, respectivement, avant analyse. Les principales compositions ioniques ont été analysées à l'Université de Shizuoka à l'aide d'un chromatographe ionique Dionex ICS-3000 (Thermo Fisher). Les isotopes stables de l'eau ont été analysés par Shoko Science Co Ltd (à l'aide d'un spectromètre à cavité annulaire Picarro L2120-I, Picarro, Inc.), normalisés au VSMOW et rapportés en notation δ117 (les erreurs analytiques typiques sont de ± 0,2 ‰ pour δ2H et ± 0,05 ‰ pour δ18O).

En raison de leur faible abondance et de leurs concentrations et rapports isotopiques très divers dans différentes roches et minéraux, les concentrations de V et les isotopes de Sr sont de puissants traceurs géochimiques de l'écoulement des eaux souterraines et des approximations des temps de résidence des eaux souterraines118,119. Le vanadium dans les eaux souterraines provient de roches alcalines en contact avec de l'eau oxydée, et on constate qu'il augmente avec les temps de résidence des eaux souterraines16,70,71,120. La dissolution du vanadium est géochimiquement similaire à l'enrichissement en Sr dans les eaux souterraines. En hydrologie des eaux souterraines, le rapport isotopique 87Sr/86Sr est largement utilisé comme traceur pour suivre les échanges avec différentes roches et minéraux119,121,122,123,124. Comme les processus d'échange eau-roche dépendent du temps, les concentrations de V et les rapports 87Sr/86Sr ont tendance à être corrélés avec, et (sous certaines contraintes) pourraient être indicatifs des temps de résidence des eaux souterraines46,51,125.

Les échantillons d'eau au vanadium ont été filtrés à l'aide d'un filtre Millex-GS de 0,22 μm (Merck Millipore) et acidifiés à un pH inférieur à 2 à l'aide d'acide nitrique. Les filtres ont été lavés avec de l'acide chlorhydrique à 10 % et de l'acide nitrique à 0,1 M avant utilisation. Les concentrations de vanadium ont été analysées à l'aide d'un spectrophotomètre d'absorption atomique polarisé Zeeman Z-3700 (Hitachi High-Tech) à l'Université de Shizuoka après dilution avec de l'acide nitrique 0,1 M à 10 % (erreur analytique typique ± 4 %). Les rapports isotopiques du strontium proviennent exclusivement de la littérature.

Les concentrations de gaz nobles dissous et leurs rapports isotopiques ont été utilisés comme traceurs des eaux souterraines dans de nombreux contextes hydrogéologiques, allant de la reconstitution des paléotempératures, la quantification de l'excès d'air, l'identification de l'élévation de la recharge et la quantification du mélange d'eaux d'origines différentes55,126,127,128,129,130,131,132.

Des analyses de gaz dissous (nobles) sur site ont été effectuées à l'aide de la spectrométrie de masse à l'équilibre gazeux à l'entrée de la membrane (GE-MIMS)133. GE-MIMS permet la mesure simultanée des gaz inertes et réactifs (He, 40Ar, 84Kr, N2, O2, CO2, H2 et CH4) dans l'air et dissous dans l'eau directement sur site, en temps quasi réel (analyse complète ~15 min) et avec une incertitude analytique typique de ±1–3% (réf. 133). Pour les analyses de gaz dissous, l'eau souterraine a été pompée à travers un contacteur à membrane à circulation (G542 Liqui-Cel MiniModule, 3 M) à environ 2 l min-1 à l'aide d'une pompe péristaltique. Les gaz extraits ont ensuite été transférés via un capillaire en acier inoxydable de 10 m vers un spectromètre de masse quadripolaire (RGA 200, Stanford Research Systems) pour la détection finale. Pour 40Ar, N2, O2 et CO2, qui sont plus abondants, chaque point de données représente la moyenne de cinq mesures individuelles prises sur une période d'environ 2 minutes, les erreurs standard étant approximées par l'écart type de ces cinq mesures. Pour les gaz comparativement moins abondants 4He, 84Kr et CH4, chaque point de données représente la moyenne de 15 mesures individuelles prises sur une période d'environ 4 minutes, les erreurs standard étant approximées par l'écart type de ces 15 mesures. Pour plus de détails expérimentaux, reportez-vous aux réf. 133, 134. Les données de spectrométrie de masse ont été traitées à l'aide du package ruediPy (v2019)135 en Python (v3.8)136.

Des analyses isotopiques de gaz rares à haute résolution ont été effectuées sur des échantillons d'environ 25 g d'eau prélevés dans des tubes de cuivre126 à l'Institut fédéral suisse de technologie de Zurich selon des protocoles standard (voir réf. 137 ; les erreurs analytiques typiques sont <1 % pour les concentrations de He et Ne, et <0,5 % pour les rapports isotopiques). Comme le protocole standard de Beyerle et al.137 utilise le rapport atmosphérique standard de 3He/4He (Ra) de 1,384 × 10-6 tel que déterminé par Clarke et al.138, les quelques rapports 3He/4He dissous basés sur la littérature (R) rapportés dans le format R/Ra ont été convertis au format 3He/4He sur la base de ce rapport.

Les micro-organismes ont été utilisés intensivement pour étudier les processus biogéochimiques dans les eaux de surface et les eaux souterraines, mais seules quelques études ont utilisé des micro-organismes pour étudier les processus physiques tels que les voies d'écoulement des eaux souterraines ou le mélange des eaux souterraines139,140,141,142. Récemment, cependant, la compréhension conceptuelle du mouvement des micro-organismes dans les eaux souterraines s'est améliorée et il est maintenant plus largement reconnu que les micro-organismes peuvent voyager sur des distances considérables35,143,144 et peuvent survivre pendant des années145. Ces aspects font des micro-organismes des traceurs prometteurs de l'écoulement des eaux souterraines à des échelles spatiales et temporelles pertinentes. De plus, le séquençage de nouvelle génération permet désormais d'identifier la composition phylogénétique et les fonctions des communautés microbiennes sur la base de l'analyse de l'eDNA microbien présent dans les échantillons d'eau de manière abordable, quantitative et très efficace146.

Des échantillons d'eau pour l'analyse de l'ADNe microbien ont été collectés dans cette étude en filtrant 10 l d'eau à l'aide de filtres Sterivex-GV de 0,22 μm (EMD Millipore). L'extraction de l'ADN a été effectuée à l'Université de Shizuoka en utilisant des protocoles standard147, dans lesquels les cellules procaryotes ont d'abord été lysées à partir des unités de filtre Sterivex-GV de 0,22 μm en ajoutant une solution de lysozyme et de protéinase K. L'ADN en vrac a ensuite été extrait à l'aide d'un mélange phénol-chloroforme-alcool isoamylique148, puis déterminé quantitativement par spectrophotométrie à l'aide d'un spectrophotomètre NanoVue (GE Healthcare UK Ltd). L'amplification et le séquençage ont été réalisés par Bioengineering Lab Co. Ltd. Dans une PCR en deux étapes, les régions V3–V4 hypervariables du gène ARNr 16S bactérien et archéen ont été amplifiées à l'aide de la paire d'amorces universelles 341F/805R. Dans la première étape de PCR, la paire d'amorces 1st-341f_MIX (5′-ACACTCTTTCCTACACGACGCTCTTCCGATCT-NNNNN-CCTACGGGNGGCWGCAG-3′)/1st-805r_MIX (5′-GTGACTGGAGTTCAGACGTGCTCTTCCGATCT-NNNNN-GACTACHVGGGTATCTAATCC-3′) a été utilisée et, après purification des produits de PCR, dans une deuxième étape de PCR, le couple d'amorces 2ndF (5′-AATGATACGGCGACCACCGAGATCTACAC-ACACTCTTTCCTACACGACGC-3′)/2ndR (5′-CAAGCAGAAGACGGCATACGAGAT- GTGACTGGAGTTCAGACGTGTG-3′) a été utilisé149,150,151. Des bibliothèques d'échantillons pour le séquençage de nouvelle génération avec MiSeq (Illumina Inc.) ont été préparées à l'aide du kit de réactifs MiSeq v3 (Illumina Inc.), en suivant les protocoles du fabricant. Le séquençage des amplicons a été effectué via un séquençage apparié (2 × 300 pb) sur la plateforme MiSeq. Les unités taxonomiques opérationnelles ont été regroupées à un niveau de similarité de 97 % à l'aide de QIIME 2152,153 et attribuées sur la base de séquences représentatives par comparaison avec la base de données GreenGenes (v13.8)154,155. Les modèles de structure de la communauté microbienne ont été explorés à l'aide du package phyloseq (v1.30.00)156 dans R (v3.6.2)157. Les ensembles de données de séquences de nucléotides obtenus dans cette étude ont été déposés dans la banque de données ADN du Japon (DDBJ) sous le numéro d'accession DRA013474.

Des comptages directs totaux de cellules microbiennes (une méthode rapide pour la quantification des micro-organismes cultivables et non cultivables dans des échantillons environnementaux) ont été effectués à l'Université de Shizuoka en suivant les procédures standard158. Un échantillon d'eau de 100 ml a été prélevé sur un filtre Nuclepor de 0,2 μm (GE Healthcare UK Ltd) et fixé avec du formaldéhyde à pH neutre. Les cellules procaryotes capturées sur le filtre ont ensuite été colorées avec 0,01 µg ml-1 de 4',6-diamidino-2-phénylindole fluorescent (Nacalai Tesque Inc.) et comptées optiquement (à l'aide d'un microscope à épifluorescence BX51-FLA équipé d'une caméra DP71 (Olympus)).

De plus amples informations sur la conception de la recherche sont disponibles dans le résumé des rapports sur le portefeuille Nature lié à cet article.

Toutes les données utilisées dans cette étude sont compilées dans les données supplémentaires 1 et 2 et sont disponibles via le référentiel de données public HydroShare à https://doi.org/10.4211/hs.4eac370d12e142b5aa718e5deb57da39 (réf.159). Les ensembles de données de séquences de nucléotides obtenus dans cette étude sont déposés dans la banque de données ADN du Japon (DDBJ) sous le numéro d'accession DRA013474. Sauf indication contraire, les données hydrogéochimiques et cartographiques ont été obtenues avec le navigateur Web open source Mozilla Firefox (v.68-v98), les cartes ont été générées avec le système d'information géographique open source QGIS (v3.6-v3.18) et les données ont été traitées avec Microsoft Office (v2016-v2019) pour Mac.

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Nous remercions A. Lightfoot, S. Giroud, K. Mori, N. Murai, M. Tsujimura et U. Tsunogai pour leur assistance technique. L'OSS reconnaît avec gratitude le financement fourni par le Fonds national suisse de la recherche scientifique (FNS) via le numéro de subvention P2NEP2_171985 pendant une partie de cette étude, et PB reconnaît le financement reçu via le numéro de subvention du projet SNSF 200021_179017. Cette étude a également été soutenue par le programme de recherche et de développement de la technologie River Works du ministère des Terres, des Infrastructures, des Transports et du Tourisme du Japon.

Hydrogéologie, Département des sciences de l'environnement, Université de Bâle, Bâle, Suisse

OS Schilling & Y. Tomonaga

Département Ressources en eau et eau potable, Eawag–Institut fédéral suisse des sciences et technologies aquatiques, Dübendorf, Suisse

OS Schilling, MS Brennwald, Y. Tomonaga et R. Kipfer

Centre d'hydrogéologie et de géothermie, Université de Neuchâtel, Neuchâtel, Suisse

OS Schilling & P. ​​Brunner

Département de géosciences, Université de Shizuoka, Shizuoka, Japon

K. Nagaosa, R. Sohrin et K. Kato

Département de géologie et de génie géologique, Université Laval, Québec, Québec, Canada

TU Schilling

Entracers GmbH, Dübendorf, Suisse

Y.Tomonaga

Institut de biogéochimie et de dynamique des polluants et Institut de géochimie et de pétrologie, École polytechnique fédérale de Zurich (ETHZ), Zurich, Suisse

R.Kipfer

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OSS, KK, PB et RK ont conçu l'étude. OSS, KN, KK, TUS, YT et MSB ont conçu et réalisé les expériences d'échantillonnage sur le terrain. OSS, NK, RS, YT et MSB ont effectué les analyses en laboratoire. L'OSS a collecté les données de la littérature, préparé les bases de données, traité et analysé les données, préparé les figures et les tableaux et rédigé le manuscrit. OSS, RK, YT, MSB, PB et KK ont édité le manuscrit.

Correspondance avec OS Schilling.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

Nature Water remercie Daniele Pinti et le(s) autre(s) relecteur(s) anonyme(s) pour leur contribution à la relecture par les pairs de ce travail.

Note de l'éditeur Springer Nature reste neutre en ce qui concerne les revendications juridictionnelles dans les cartes publiées et les affiliations institutionnelles.

Fig. supplémentaires. 1 et 2, Résultats et discussion.

Ensemble de données hydrogéochimiques du mont Fuji.

Ensemble de données sur l'ADN électronique microbien des sources et des eaux souterraines du mont Fuji.

Libre accès Cet article est sous licence Creative Commons Attribution 4.0 International License, qui permet l'utilisation, le partage, l'adaptation, la distribution et la reproduction sur n'importe quel support ou format, tant que vous donnez le crédit approprié à l'auteur ou aux auteurs originaux et à la source, fournissez un lien vers la licence Creative Commons et indiquez si des modifications ont été apportées. Les images ou tout autre matériel tiers dans cet article sont inclus dans la licence Creative Commons de l'article, sauf indication contraire dans une ligne de crédit au matériel. Si le matériel n'est pas inclus dans la licence Creative Commons de l'article et que votre utilisation prévue n'est pas autorisée par la réglementation légale ou dépasse l'utilisation autorisée, vous devrez obtenir l'autorisation directement du détenteur des droits d'auteur. Pour voir une copie de cette licence, visitez http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Réimpressions et autorisations

Schilling, OS, Nagaosa, K., Schilling, TU et al. Revisiter les origines des eaux souterraines du mont Fuji avec des traceurs d'hélium, de vanadium et d'ADN environnemental. Nat Water 1, 60–73 (2023). https://doi.org/10.1038/s44221-022-00001-4

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Reçu : 08 avril 2022

Accepté : 10 octobre 2022

Publié: 19 janvier 2023

Date d'émission : janvier 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s44221-022-00001-4

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