les transformations d'une couverture ferrallitique...
Post on 16-Sep-2018
219 Views
Preview:
TRANSCRIPT
o(it
fERRALLITIQl.JE"ISE
Err.manuel FRITSCH
Pédologue de l'ORSTOM
LES TRANSFORMATIONS
D'UNE COUVERTURE FERRALLITIQUE
EN GUYANE FRANÇAISE
O.R.S.T.C.M.
Paris 1984
Cet ouvrage a fait l'objet d'une thèse de doctoratde spécialité en Géologie appliquée, soutenuepubliquement le 16 mars 1984 à ('UniversitéParis VII.
« La loi du 11 mars 1957 n'autorisant, aux termes des alinéas 2 et 3 de l'article 41, d'une part,« que les «copies ou reproductions strictement réservées à l'usage privé du copiste et non destinées« à une utilisation collective» et, d'autre part, que les analystes et les courtes citations dans un but« d'exemple et d'illustration, «toute représentation ou reproduction intégrale. ou partielle. faite sans le« consentement de "auteur ou de ses ayants droit ou ayant cause, est illicite» (alinéa 1er de l'article 40).
« Cette représentation ou reproduction, par quelque procédé que ce soit, constituerait donc une« contrefaçon sanctionnée par les articles 425 et suivants du Code Pénaill.
© O.A.S.T.O.M. 1984
AVANT - PROPOS
En 1976, Messieurs R. BOULET et F.X. HUMBEL m'accueillirentdans la section de pédologie du centre ORSTOM de Cayenne en Guyanefrançaise. Je fus rapidement intégré dans leur équipe scientifiqueet familiarisé à leur approche méthodologique qu'ils expérimentaientsur différentes· couvertures pédologiques de la zone côtière.
En 1977, le projet d'exploitation papetière de la forêtguyanaise avait suscité l'étude des sols d'un paysage de petites collines sur schistes au S-SW de Sinnamary. La complexité des structurespédologiques sur cette roche, elle-même hétérogène, imposait de procéder à des études toposéquentielles détaillées. L'analyse structuraled'une toposéquence me fut alors confiée.
A l'occasion de la fin de cette analyse, il m'est agréablede rappeler l'aide, la confiance et les encouragements que m'ont témoigné Messieurs R. BOULET et F.X. HUMBEL. Je tiens à leur exprimer toutema reconnaissance. Ce travail n'aurait pu aboutir sans leur aide etsans l'expérience des pédologues de l'ORSTOM qui, après l'impulsiondonnée en 1973 par Monsieur G. BOCQUIER, avaient mis en évidence lessystèmes de transformation dans les couvertures pédologiques des régions tropicales.
C'est seulement en 1983 que j'ai pu mener l'entreprise à sonterme, c'est-à-dire pousser l'analyse jusqu'aux échelles microscopiqueset ultramicroscopiques avant de revenir de proche en proche jusqu'àl'échelle de la toposéquence. Les systèmes de transformation ont alors,petit à petit, imposé leur trame dans le filigrane de la structurecomplexe repérée sur le terrain. Cette étape essentielle pour mon travail s'est dérouléesous la direction du professeur G. BOCQUIER, à l'université de Paris VII. J'ai bénéficé dans son laboIatoire d'un environnement scientifique exceptionnel, celui précisément de chercheurs dontl'activité était centrée sur les différents niveaux de l'analyse structurale appliquée à une couverture de sol. J'ai eu, en outre, accès,par leur intermédiaire, à des moyens variés de caractérisation de minéraux, de leur composition ou de leur assemblage aux échelles micro ouultramicroscopiques.
C'est notamment au contact de Monsieur J.P. MULLER que j'aipu affiner l'analyse en la confrontant, par comparaison, avec lesstructures complexes que lui-même a mises en évidence dans les solsd'une toposéquence du centre Cameroun. J'ai également été guidé etconseillé par Messieurs B. BOULANGE, C. GENSE, Ph. ILDEFONSE, M. LATHAM.Leur amitié, leur bonne humeur et leur compétence m'ont été bénéfiqueset je leur assure toute mon amitié.
Mais c'est au professeur G. BOCQUIER que je dois la formeactuelle de ce travail. Il m'a non seulement mis en contact avec leschercheurs de l'équipe qu'il anime à l'Université de Paris VII et guidéaux différents stades de l'analyse mais aussi aidé à replacer les résultats dans leur contexte toposéquentiel et paysagique. Il m'a conseilléavec tant de maîtrise et tant de patience que je lui exprime toute monadmiration et ma profonde gratitude. Il m'a permis également de faire
la connaissance de Mademoiselle H. PAQUET du centre de Géologie del'Université Louis PASTEUR de Strasbourg qui accepta avec gentillessede faire analyser quelques uns de mes échantillons puis de faire paritede mon jury.
l'ORSTOM m'a accueilli, d'abord en Guyane comme volontaireaide technique (V.A.T.), puis en Côte d'Ivoire comme jeune chercheur.Je tiens à exprimer ma reconnaissance à Monsieur A. RUELLAN, sondirecteur ~énéral, ~ui m'a acccrdé le temps nécessaire à l'achèvementde ce travail et qui me fait l'honneur de participer à ce jury. Jerends hommage aussi au pédologue qui a lui-même expérimenté et encouragé l'analyse structurale.
Je remercie aussi Messieurs J. COLLINET, A. LEVEQUE,C. VALENTIN, J.M. IRIS du centre ORSTOM Adiopodoumé de Côte d'Ivoirequi m'ont incité à terminer ce travail en France, à un moment où nousétions sur le point de débuter un nouveau programme de recherche.
D'autres personnes m'ont apporté leur précieux concours àdifférents stades de ce travail : Messieurs R. PROST, Ph. CAMBIER,Mademoiselle J.BERRIER du CNRA de Versailles, Monsieur D. BONNIN del'Ecole Supérieure de Physique Industrielle de Paris. Messieurs L.J.NALOVIC, P. VERDONI, M. GOUZI de l'ORSTOM. Je n'aurai garde d'oublierMadame J. GAVARD qui, a elle seule, s'est chargée de la frappe et dela mise en page de cette thèse. J'ai apprécié sa compétence et sonextrême gentillesse. Que ces personnes soient assurées de mes remerciements les plus sincères.
x
x x
Ce mémoire comprend trois parties :
- La première partie d'introduction situe le cadre de l'étude,prec~se les techniques d'analyse p~is présente l'organisation généralede la toposéquence en quatre ensembles d'horizons ordonnés verticalement,et trois domaines différenciés latéralement; .
- La deuxième partie concerne l'analyse minéralogique et structurale des trois domaines de la toposéquence : le domaine initial à l'amontdu haut de versant, les systèmes de transformation du domaine sommitalet ceux du domaine aval;
- La troisième partie établit les relations structurales, géochimiques, minéralogiques entre les trois domaines de la toposéquence puisrelie les organisations structurales au fonctionnement hydrique afin d'aborder la dynamique d'évolution des systèmes de transformation dans la couverture pédologique.
SOMMAIREPages
PREMIÈRE PARTIE INTRODUCTION GÉNÉRALE ET PRESÉNTATION DELA TOPOSÊQUENCE ÉTUDIÉE
CHAPITRE 1 : CADRE ET MÉTHODE D'ÉTUDE- Cadre de l'étude........................................ 5- Méthode et techniques d'étude 12- Conclusion: présentation de l'étude 19
CHAPITRE II : MODELÉ ET ORGANISATION GÉNÉRALE DE LA TOPOSÉQUENCE
- Le modelé, le micromodelé et les aspects de surface de latoposéquence 23
- L'organisation générale de la toposéquence , 29- Conclusion: présentation des données 37
DEUXI8~E PARTIE: ANALYSE DES TROIS DOMAINES" DE LA TOPOSÉQUENCE
CHAPITRE III : LES DEUX ALTÉRITES DE L'AMONT- L'isaltérite pegmatitique tachetée '" 43- L'allotérite schisteuse rouge à alignements litho-
relictuels 53- Conclusion: Comparaison des transformations minéralogi
ques et structurales entre l 'isaltérite tachetée etl'allotérite schisteuse rouge 71
CHAPITRE IV : LA DIFFÉRENCIATION VERTICALE À L'AMONT DUHAUT DE VERSANT
- L'horizon pédoturbé jaune 75- L'horizon nodulaire ferrugineux 79- Les horizons humifères 92- Conclusions sur l'altération et la différenciation dans
le domaine du haut de versant 93
CHAPITRE V : LES TRANSFORMATIONS DANS LA PARTIE SOMMITALEDE LA TOPOSEQUENCE
- Le système de transformation supérieur 98- Le système de transformation inférieur 118- Relations entre les deux systèmes de transformation 124
CHARITRE VI : LES TRANSFORMATIONS A L'AVAL DE LA TOPOSÉQUENCE- Le système de transformation supérieur 129- Le système de transformation inférieur 136- Conclusion: Les transformations minéralogiques et struc-
turales des systèmes de transformation inférieur et supé-rieur à l'aval de la séquence 139
TROISIÈME PARTIE RELATIONS ENTRE LES TROIS Dor'1AINES DE LATOPOSÉQUENCE - DYNAMIQUE ACTUELLE ETEVOLUTION
- Relations entre les trois domaines de la toposéquence .. 145- Dynamique actuelle et évolution 155
CONCLUSIONS GËNËRALES""", '" " " '" " '" Il Il' '" '" 1 l' 161
PREMIÈRE PARTIEINTRODUCTION GÉNÉRALEET PRÉSENTATION DE LATOPOSÉQUENCE ÉTUDIÉE
CHAPITRE 1 :
CADRE ET MÉTHODE DE L'ÉTUDE
Flli.1: LOCALISATION DE l'ÉTUDE
LE NORD DE L'AMÉRIQUE DU SUD
OCÉAN
LA RÉGION DE SINNAMARY
(ÉCHELLE 1/1.000000)
0 Terres basses et vallées
Zonll collinaire
Altitude
du sommet
CJ. " < 50m
- ) 50 m
1 ,0 10 20 30 40 50 Km200 Km
60'
15010050
.....-...... ..... o.... ": :-:..t;l!~. : ..; ..... •.. ~ ..-.." ,'r. ". .:~;....~a"
..../~:7.~~::;·:.'· !:.! (..... / V: Vénézuela.,...- . ..._.J ...... G: Guyana
.',/ S :Suriname
.._..../ GF:Guyane française
B :Brésil
LA GUYANE FRANCAISE
(ÉCHELLE 1/5.000000\
o
80'
Le bouclierguyanais
50'
~--l-+------,.e-..,4';+--,-",:::...-.-o:::-~-t-------t10'
- 5 -
-CADRE DE L'ETUDE
A) LOCALISATION DE L'ÉTUDE
La topo séquence de sol étudiée, longue de 100 m, orientée E-W,est située à 25 km au S-SW de Sinnamary dans la partie septentrionalede la Guyane française. On y accède par la piste de St-Elie qui s'enfonce vers le sud à partir de la RN 1, à 3 km à l'ouest de Sinnamary(cf. fig. 1).
Les paysages rencontrés correspondent successivement auxsavanes sur argiles bariolées ou sur barres prélittorales de la plainecôtière ancienne puis à la forêt équatoriale sur socle cristallophyllien. Cette région forme le rebord nord du bouclier guyanais quis'étend sur cinq pays au nord de l'amérique du sud (cf. fig. 1).
La région appartient au domaine des sols ferrallitiques(associés à des podzols tropicaux sur les sédiments de la plaine côtière ancienne) .
B) HISTORIQUE ET OBJET DE L'ÉTUDE
Le choix du secteur étudié a été fixé en 1976 par les priorités du projet d'exploitation papetière de la forêt Guyanaise. Ceprojet a initié une opération de recherche interdisciplinaire ECEREX,(ECologie, ERosion, EXpérimentation) dont l'un des volets était lacaractérisation du milieu pédologique régional sous forêt. Dans cetteoptique, plusieurs toposéquences ont été choisies. Des fosses pédologiques ont été ouvertes et décrites.
Par la suite dix petits bassins versants expérimentaux (1 à2 ha) ont été caractérisés à la fois par leurs paramètres hydrologiqueset par leur organisation pédologique. Cette caractérisation pédologiquea été faite selon une approche originale (BOULET et al., 1978) mise aupoint antérieurement dans la région des barres pré littorales de laGuyane française. A ce stade d'étude, cette approche prend en compteessentiellement des données morphologiques relevées sur le terrain(couleur, texture, structure, porosité, humidité ... ). Elle conduit àdistinguer dans la couverture pédologique différentes catégories dedifférenciation (verticale et latérale) en horizons ou caractères,catégories qui servent de base à la cartographie régionale.
Notre étude a pour objet l'analyse d'une toposéquence correspondant à une catégorie de différenciation largement représentée dansla région. Cette analyse comprend conjointement une caractérisationstructurale, microstructurale, minéralogique et géochimique.
- 6 -
C) LE CADRE NATUREL
1) Le climat
Le climat est de type équatorial humide (AUBREVILLE, 1950).Il est caractérisé (cf. fig. 2)
- par un total annuel de précipitations élevé : la moyenneest de 3650mm à la station de Grégoire (15 km au sud d'ECEREX) et de2 690 mm à la station de Sinnamary (25 km au nord). Des valeurs obtenues plus récemment (moyenne 1977-82), à proximité de notre secteursont de J 100 mm à J 500 mm (ROCHE, 1982).
- par deux saisons pluvieuses et des intensités d'aversesgénéralement fortes. Le maximum de précipitations en saison des pluiess'observe en mai. L'intensité des averses dépasse 100 mm/h et des totauxde 300 mm ont été relevés exceptionnellement en trois jours.
- par une saison sèche marquée de 4 mois (juillet à octobre)et par une diminution des précipitations entre février et avril.
- par des températures et des humidités relatives moyennesmensuelles élevées et qui présentent de faibles variations au cours del'année.
_ Calcul.. lur Il anl (ltaUon Greg olra 11168 ·11176)
__ _ Calculea lur 20 anl (Itallon Sinnamary 1956·11175)400
("1100 Humidité ralatlva manluaUa moyanna (Gregolra)
9080 11.--0.-1'--1....,
(JFMAMJJ27 TamP'Ïratura manl. moy.26
25.L...-~~~~,,:""""~.......~~~__(mm)J F M A M J JAS 0 N D
500 Pluvlomet
FIG. 2 DONNÉES CLIMATIQUE$
Chaque année, la couverture pédologique doit évacuer un excédent pluviométrique d'au moins 1 500 mm. Les mesures hydrologiquesréalisées à l'échelle du Bassin versant, de case E.R.L.O. ou de profils
- 7 -
précisent qu'une part importante de cet excèdent alimente un ~uissel
lement ou un écoulement laté~al inte~e (nappe perchée). Toutefoisun régime percolatif jusqu'à une nappe profonde s'observe dans certaines parties du paysage qui ont été localisées sur la carte pédologique (BOULET, 1981).
Dans ce secteur, la couverture pédologique est elle mêmecouverte d'une fo~êt dense équato~iale omb~ophile sempe~vi~ente. Cetteforêt est caractérisée par un diamètre moyen des fûts et une hauteurmoyenne des arbres relativement faibles (par rapport à la forêt équatoriale africaine par exemple) .
Dans la toposéquence étudiée, la physionomie de la végétationamène à distinguer deux milieux : les parties hautes et les partiesbasses du modelé.
Dans les pa~ties hautes du modelé, la strate arborée est composée essentiellement par Epe~a falcata (Wapa) et Eschweile~a s.p ..Elle se caractérise également par un sous-bois relativement clairsemé,des t~ouées fréquentes dans la couverture végétale et de nombreux t~oncs
en décomposition au sol. Ces observations doivent être reliées à unen~acinement superficiel de ces essences forestières qui accroit l'instabilité relative des arbres et favorise leur chùte par le vent (chablis).
Dans les pa~ties basses du modelé~ la végétation est plustouffue. On note la présence de deux palmiers, le pinot (Eute~pe olcace~a)
et l'arouman (Ischnosiphon acc~eman), d'arbres à échasses et à contreforts(Symphonia globulife~a~ Vi~ola su~inamensis~ Pa~ina~i s.p .... ), de lianeset d'épiphytes. Des plantes herbacées, présentes en faible densité dansles parties hautes du modelé, sont ici très nombreuses. Elles sont représentées principalement par deux espèces hydrophiles, indicatrices d'unmilieu hyd~omo~he : Bisbocchelepa longifolia et Rapatea paludosa.
Ce secteur appartient au vaste domaine géosynclinal de la partie nord du bouclie~ guyanais, qui disparait plus au nord sous lessédiments récents de la zone côtière, mais reste subaffleurant (îlesdu Salut ... ) dans le plateau continental (sur près de 70 km au largedes côtes). Ce géosynclinal est composé de te~~ains sédimentai~es
anciens fo~tement métamo~phisés et de g~anites dont la mise en places'est faite aux environs de 2 700 à 2 500 M.A. (millions d'années) .Les sédiments anciens se seraient accumulés lors d'une longue périoded'érosion, qui a aplani les reliefs de l'orogénèse guyanaise. Ils appartiennent à la sé~ie du Bonido~o et à la sé~ie de l'Opapu. La deuxième série, plus ancienne, présente un métamorphisme moins intenseet à l'inverse une schistosité plus marquée (CHOUBERT, 1978). Schématiquement, ces deux séries forment des bandes parallèles et sontaffectées par une schistosité subve~ticale de di~ection WNW-ESE.
- 8 -
TERRAINS RËCENTS
Alluvions fluviatiles
Series mannes cOtieres . Quaternaire et Tertiaire
TERRAINS MËTAMORPHIQUES ANTËCAMBRIENS
_ _ Serie de l'Orapu
1tfâ'5j - Série de Bonidoro
I~~M - Flysch
_ Paramaca supérieur
_ Paramaca Inferieur
....:-=:.\, ~ _ _ Granites caraïbes (fréquemment porphyroïdes]
~ _ Gneiss et migmatites caraïbes
FIG. 3 EXTRAIT DE LA CARTE GÉOLOGIQUE AU 1/1 OCO 000(Atlas des DOM-'U GUYANE - 1978)
La séquence étudiée est située plus précisément dans la partieseptentrionale de ce géosynclinal (cf. fig. 3), où les formations ontd'abord été rattaché~au Bonidoro. En fait, elles appartiendraient à unesérie distincte, plus ancienne, schistogl'èseuse, stratifiée, à facièsflysch (CHOUBERT, 1978). MAZEAS (1961) attribue à ces schistes, connusseulement par leur faciès d'altération, des couleurs jaunes et rougesalternant en lits minces, dans lesquels des passées kaolinitiques grossièrement concordantes avec la schistosité sont fréquentes. BARRUOL(1959) a précisé que "ce sont des schistes très fins, qui comprennentparfois des couches ferrugineuses concrétionnées et sont riches enséricite". .
Des massifs granitiques, granito-gneissiques et migmatitiquesapparaissent en discontinuité dans les formations schisteuses. Dans cesderniers, la granitisation a engendré une multitude de corps pegmatitiquesen filons ou en lentilles. Dans le secteur étudié, les masses filoniennes zonées à gros grains (quartz et muscovite), qui traversent les formations schisteuses à grains fins, pourraient ainsi correspondre à unevariante ou à une transformation de ces pegmatites dont CHOUBERT (1978)a précisé cependant qu'elles sont constituées de quartz, de muscovite etd'albite.
- 9 -
Les paysages schisteux sont constitués de collines de sectionelliptique et individualisées en "amandES" ou en "haricots" (BOYE, 1976).Ces collines (cf. fig. 4) peuvent avoir:
- une forte dénivelée (supérieure ou égale à 50 m), des sommetsétroits en crêtes aigaes et des versants souvent dissymétriques à trèsforte pente;
- une faible dénivelée de l'ordre de 30 à 15 m et des sommetssoit nettement convexes, soit plan convexes (plateau de 100 à 200 ID delarge) •
le deuxième type de modelé à sommet plan convexe correspond àcelui de la séquence étudiée.
FIG. 4 : LE PAYSAGE SCHISTEUX(d'après un jeu de photcgraphiesaériennes) .
Localisation de la toposéquence.
'-~ Rivière (Marigot).
~ Courbes de niveau (estimationpar la vision stéréoscopique,dénivelée de 20 m entre chaquecourbe) .
o Paysage de collines à faibledénivelée (inférieure à 50 m)à sommet convexe ou planconvexe.
Gill Paysage de collines en amandeà forte dénivelée (supérieureà 50 m) à sommets étroits, àcrêtes aigües.
Dans ces paysages schisteux, le réseau hydrographique denseest influencé par la stratification, la schistosité et les masses filoniennes pegmatitiques. Dans les parties amont, il incise fréquementle modelé, ce qui rend compte de la convexité et parfois de la fortedéclivité des versants.
D) LES CONNAISSANCES PËDOLOGIQUES ET HYDROPËDOLOGIQUESRÊGIONALES
Les cartographies pédologiques (FRITSCH E., 1979; BOULET, 1981)et les études hydrologiques (HUMBEL, 1978; FRITSCH J.M. 1981; GUEHL,1981; ROCHE, 1982) déjà réalisées dans le cadre de l'opération ECEREX
FIG.5: REPRESENTATION SCHÉMATIQUE DEL'ORGANISATION GÉNÉRALE ET DESFLUX HYDRIQUES DANS CINQCATÉGORIES Of ToPoSÉQU~NCESSUR SCHISTES (BOULET. 1981)
HORIZON JAUNE A DYNAMIQUEDE L'EAU LATÉRALE
MATERIAU SEC AU TOUCHER
FLUX HYDRIQUES
ALTÉR ITE BLANCHE ÀSÉRICIlE
ALTÉRITE RÉTICULÉE ÀSÉRICIlE
TOIT DE LA NAPPE PHRÉATIQUE,
EEJ~~
o
~~l~~lm~1 HORIZON POREUX À MICRO-AGRÉGATS
til;i;i;i1iiilil HORIZON DE TRANSITION
_ HORIZON ROUGE ARGILEUX COMPACT
ALTÉRITE ROUGE ÀSÉRIC/TE
nnrp-....---~-
- 11 -
ont fourni des données de base sur les organisations macrostructuralesdes couvertures de sols de la région et sur leur comportement hydrologique. Par exemple, sur certaines collines, de l'amont vers l'aval duversant, il a été montré que des variations macrostructurales, préalablement définies (disparitio~apparition d'horizons), étaient associées à une modification des écoulements internes de l'eau (ralentissement du drainage vertical et déclenchement ou accélération du drainage superficiel et latéral) .
Ces travaux ont ainsi permis de prec1ser l'organisationgénérale de cinq catégories de toposéquences (BOULET, 1981) inventoriéesdans la région : de haut en bas de la figure 5, ces catégories de toposéquences ont été représentées dans un ordre tenant compte à la foisdes variations d'assemblage des horizons qui les constituent, et desflux hydriques dans ces horizons. Et ce serait dans ce mêmeordre, que ces catégories de toposéquences, définies à différentsemplacements dans le paysage schisteux, pourraient s'être succédéesdans le temps.
Ainsi, en considérant la succ0ssion des toposéquences présentées à la figure 5, on peut admettre que la surface topographiquese soit "enfoncée" de plus en plus (de la catégorie l à la catégorieV) dans la séquence verticale des horizons en affectant successivementl'horizon poreux à microagrégats, l'horizon de transition, l'horizonrouge argileux compact, puis les trois niveaux de l'altérite. O~ cetteséquence est celle que l'on définit verticalement à l'amont de lacatégorie l et d'une manière générale dans les couvertures ferrallitiques épaisses d'Afrique, du Suriname, et de quelques secteurs,septentrionaux de la Guyane française ... La catégorie l caractériseraitdonc une couverture "initiale" dont les autres dériveraient par destransformations successives.
BOULET (1977) rend compte de cette évolution générale parl'abaissement du niveau de base local lié à la surrèction du socleguyanais. Ainsi, l'enfoncement du niveau de base entrainerait sousforêt, non pas une accélération de l'érosion (l'érosion mécaniquesous forêt, faible, est comprise entre 0,2 et 1 T/ha, ROCHE, 1982),mais une transformation interne des couvertures pédologiques quis'accompagne elle même d'une modification de la dynamique de l'eau.
La toposéquence que nous nous proposons d'étudier correspond à celle de la catégorie V et représenterait un stade ultime del'évolution d'une couverture ferrallitique "initiale". On peut s'attendre à ce que ce stade présente une très grande complexité.
- 12 -
METHODE ET TECH~IQUES D'ETUDE
A) LA CARACTÉRISATION MACROSCOPIQUE DES HORIZONS ET DESENSEMBLES DANS LA TOPOSÉQUENCE
Dix fosses pédologiques ont été creusées suivant une lignede plus forte pente (Toposéquence). Pour chaque fosse, les observationsmacroscopiques ont été faites sur ses quatre faces. Plusieurs horizonsont été ainsi caractérisés et délimités verticalement puis latéralement(cf. fig. 6: représentation en coupe verticale des horizons à l'échelledes profils). Un certain nombre de fosses ont été creusées dans des"zones charnières" complexes pour permettre de localiser latéralementl'apparition ou la disparition d'horizons.
Des sondages entre les fosses ont également permis d'assurerla délimitation des horizons à l'échelle de la séquence. Ces horizonsont été resitués dans leur contexte topographique par une représentationen coupe (cf. fig. 6) afin de définir leurs zones d'extension et demieux étudier leurs interrelations. Enfin, ces horizons ont été regroupés dans quatre ensembles caractérisés chacun par la prédominance d'unou de plusieurs critères macroscopiques. De bas en haut, ce sont:
- l'ensemble d'altération;- l'ensemble pédoturbé;- l'ensemble glébulaire (ou d'accumulations ferrugineuses
sous forme de nodules ou de concrétions);- l'ensemble meuble supérieur.
B) LES CARACTÉRrSATIONS MICRO ET ULTRAMICROSCOPIQUES DIRECTESD'ÉCHANTILLONS NON PERTURBÉS
Dans les fosses, une cinquantaine d'échantillons en place ontété prélevés soit au sein même des horizons soit au niveau des transitions structurales. Une partie de chaque échantillon a été imprégnéede résine en vue de la fabrication de lames minces. L'analyse microscopique a été conduite suivant deux méthodes menées successivement ousimultanément :
- l'identification pétrographique des m1neraux du squelette,des cristalli-plasmas, des structures plasmiques, des distributionsrelatives des phases minérales (squelette et du plasma), des traitspédologiques •.• Les descriptions ont été effectuées en utilisant laterminologie proposée par BREWER (1964).
- l'identification géochimique des constituants. Les donnéeschimiques ont été obtenues par des microanalyses ponctuelles,' à l'aidede la microsonde électronique de Castaing. Elles ont été réalisées au
(NSlItBl ( MHJllL( SUptR HUR (NSD1IlL[ M(UBL( SUPÉRI(UR
tOPOlf.,hiqut
ft "ua't
CLOISON SUBVI:RTICAIL A FACIESPEGHATJTI~ {pl ET SOtISTEUX (5)
L[S [NSE/1!lL [S AL' AVAL D[LA TOPOS(OU(NCE
TOIT DE U\ nAPPE PHntATIQUE LE 02/06/77
A.LvrrÊRlTE SCHISTEUSE 8LANCftP.A. A.U CNEKOlTS LITHORELICTUEU
A.LLOTÉRITE SOllSTEusl! -'MmEA A.LIGNEKD'ITS LI1'HOREUCTUEt.S
ALLOTtRITE PECM/lTITIQUE 8LJ\HC1lE
HORI~s HUtU FÈRES SABLEUX
- hUDll1f~r. a .•.
- de ~n4tn.llon hl,8lfère
1I0RI ZOH CRIS PALE SAOLEUX
HORIZON 8u.NC ce TRl\NSITION
A SABtLS GRl%SltA5
\tlllll
[NS(t(lL( PÉOOTURSÉ
o HORIZON rÉOOTuRBt Jo\UtlE DE TFtANSITIQH
c::l HORIl.ONS PEoorURBP.s JAI1NES RELIQUES
(IIS(HBL[ o'AuiRAliON
l1u ,rofils
, / ~, .:'~'''', 1 ,'".:;"'~ ,....."''''-
1 1 , ,
" 1: ','1, 1 :' :'1 ' ~-"'I
1 : l ,• 1
11
L(S (NS(tIlL (S AL' A/{lNT O(fi LA lOPOS[QU(NC[
TOIT DE LA NAPPE PEACHËE LB OS/06/17
"CUVETTES INTERNES· (rœD HATRICIEL
ŒCOLORES. fRONT O'INDURATION " LABASE DES CUVE1ïES)
ISl\l.TtRITE PECKA,TlTIQUE TACHETÉE
"LLD'I'fRITl: SCHISTEUSE TAaŒTtEA. lLOTS LITHORELICTUEl5
. ALtDT'f.RJTf: SCtI1S"nUSE K)UCEA ALI QlEHrins LITHOREUCTUELS
HORIZONS HUKlvtRES SA.BUJ-AGlLEUX
- h~Ut.re •.••
- d. ~nft1.t(on h.... l[f:u
HORIZON J"UNE PM-E VERDATRESABLO-ARGlLEUX
(NSU18U GliSU\.A Ir.(
m . IIOAlZOl C~CRtTl(~nlÉ nRJIUc;IHEUX
E:] HORI ZON HOOULl\l RE F'ERRUCINEUX
ENSD1IlL( ptJ)')TUR~t
mm . BLOCS OU1\RTZEUX f'ERRUGINlSÉs
E:J . 1l0RIZOH ptoorURDE JAUNE
rrfSE/1:lL( n'ALTÉRATION
UC(NO( DE LA COUPE[1 ors PROFILS (QUATR(FACES OEPtOyEES. POURCflAQU( FOSSE PÉOOLOCII)U()
FIG.6: DISTRIBUTION ET EXTENSION SPATIALES DES ORGANISATIONS P~DOLOGIQUES
FIG.7 VARIATIONS VERTICALES ET LATÉRALES pU TAUX DE FER TOTAL DE LA FRACTION FIN~ «2mml
2 4 6 8 tO 10
20
40
60
80
100
120
140
160
180
2004,5
220 4.5
240
~.............-:.:-:-:-:.::.:.•....••....••:.:
mIT]
[Gill
L22JCJ
B . 12 "
4 - B "
2 - 4 "
1 - 2
0.5 -1
o - 0.5
q2
q8
Echelle topographique
Echelle verl icale deshorizons
100%PROFIL5Q FC
0.5mf
50
Echelle topographique
Echelle verticale deshorIZons
PROFIL FIo
FB
50-60 %
50
,LEGENDE DE LA COUPE
PROFIL FHV
ImmllM 40 - 50 %
0 0 - 10 %
[(/\>:;] 20 - JO %
n?{f~ JO -40 %
1::/:/.', 10 - 20 %
GRANULOMÉTRIE TOTALE A L' ÉCHELLE DES PROFILS ET COURBES
ISOVALEURS DE LA FRACTION FINE (REFUS EXCLUS
ARGILE + LIMONS) A L'ÉCHELLE DE LA SEQUENCE
FIG 8
PROFIL FBD50
50
PROFIL FBDT50
PROFIL FFo
Argile granulometrique« 2,...)
Limons gross;ers(50 - 20 t'Jo )
Limons fins(20 - 2 ,. )
PROFIL FE
PROFIL FAD50
~."..'L-..i....J
FA
Lithoreliques
Refus Quartz
Sables grossiers(0.2 < <2mm)
Refus : Nodules
Refus : Concretions
Refus
Sables lins(0.05< <0.2mm)
PROFIL FD
• 000o 0 0
• 0 0
~~
~~
LÉGENDE DES PROFILS
200=c==:.=.=:.=.==-==-Ll.L..lCIlLL..:Co..ll~-=~~~
prof (cm)
90100 %60
PROFIL FE30 40 50 60 702010o
200prof (cm) •.
LEGENDE
[Z] Teneur en eau mRefus concrétionspF 4.2 (avec leur porosite)
% [Z] Teneur en eau en saison ru Refus nodulesseche (Octobre 1977) (avec leur porosité)
[Z] Teneur en eau en saison~
Refus : Iithoreliquedes pluies (Mai 1977 ) (sans leur porosité)
[l] Porosité totale [J Refus quartz
œ Nappe perchée éphémére m Sables grossiers(0.2 < < 2 mm)
~Teneur en eau en saison [] Sables fins
séche (0.05 < < 0.2mm)
8 Variation saisonnière [] Limons(air ou eau) ... (2 < < 50,.v..)
D Teneur en air de saison~
Argile granulometriquedes pluies .. ( < 2"" )
80 90 100 %
FI
VOLUMIQUE DE CINQ PROFilS
PROFIL
PROFIL FBD20 30 40 50 80 7010o
COMPOSITIONFIG 9
FGPROFIL10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 %o
PROFIL FBDTo 10 20 30 40 50 110 70 80 90 100 %
20.~-=40 ==t::~
6O:f:f~.
~~~~=~"-~--""';~''''=:====~====-...r::=.----~----=.,
~~l!â~~-~~~~!~~~~~~
~~IIII~~~~
PROFIL FBDT
FIG 10 COMPOSITION VOLUMIQUE (ÉLÉMENTS FERRUGINEUX INDURÉS EXCLUS)
10 :lO 30 40 50 60 10 BO eo 100 'l(,
PROFIL FBDo 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100"
PROFIL FEo 10 20 30 40 50 60 70 80 90
prof. (cm)
LÉGENDE
PROFIL FG PROFIL F l
Teneur en eau aupF 4.2
F-:1=l§
Teneur en eau en saisonsèche
[ZJ Teneur en eau en saison~
Variation slisonniéreseche (Octobre 1977 ) (airou eau)
[Z] Teneur en eau en saison 0 Teneur en air de saisondes pluies (Mai 1977 ) des pluies
[Z] Porosltë totale D Refu1: quartz
o 10 :lO 50 150 10 80 90 100 'l(,
[!] Nappe perchëe éphémère 0
r:lo
•
Sables grossiers(0.2< < 2mm)
Sables fins(0.05< <0.2mm)
Limons(2 < < 50",,)
Argile granulometrique« 2 .... )
- 18 -
laboratoire de pédologie de l'Université de PARIS VII (G. BOCQUIER,P. ILDEFONSE) dans les conditions expérimentales suivantes : Spectromètre EDS; Haute tension : l~KV; courant: 2,5mA; temps d'acquisition des spectres : 200 sec. Les résultats sont exprimés en pourcentages d'oxydes. L'analyse ne permettant pas de séparer efficacement les émissions Fe3+, Fe2+, tous les résultats concernant le fersont exprimés en FeO. La teneur en eau e~ la mic~oporosité plasmiquesont toujours calculées par différence à 100.
Un certain nombre d'échantillons en place a été préparé envue de leur observation au microscope électronique à balayage (M.E.B.).Les observations ont été réalisées dans un premier temps au laboratoire des sols du CNRA de Versailles (G. PEDRO, J. BERIER) puis aulaboratoire de pédologie de l'Université de PARIS VII (G. BOCQUIER).Elles permettent, dans certains cas, la reconnaissance stéréoscopiquedes cristallites et l'étude de leur distribution relative. Ces observations ont été quelquefois complétées et assurées par une identification géochimique des cristallites à l'aide de la microsonde.
C) LES DÉTERMINATIONS MINÉRALOGIQUES ET GÉOCHIMIQUES GLOBALES
L'identification minéralogique sur fraction fine d'échantillons globaux ou sur des séparations de minéraux primaires altérés aété effectuée par diffractométrie de rayons X au laboratoire de géologie des S.S.C. ORSTOM de Bondy (P. VERDONI). Dans certains cas, ellea été confirmée par spectrométrie infra-rouge (I.R.) au laboratoiredes sols du CNRA de Versailles (R. PROST, Ph. CAMBIER). Le caractèrealumineux des oxy-hydroxydes de fer et l~ taux de substitution en aluminedans le réseau ont été déterminés par diffractométrie de rayons X àl'Institut de géologie de l'Université Louis PASTEUR de Strasbourg(H. PAQUET). Les substitutions par le fer dans les kaolinites et lesmuscovites ont été mises en évidence par spectrométrie R.P.E. (Résonance Para-Electromagnétique) à l'Ecole Supérieure de Physique Industrielle de Paris (D. BONNIN).
Les analyses éhimiques H(Triacide, fer total) d'échantillons
remaniés ont été effectuées au centre ORSTOM Adiopodoumé de COTE D'IVOIRE(M. GOUZI). Les résultats obtenus permettent alors de caractériser etde suivre, d'une manière plus~ globale, les transformations géochimiquesdes différentes phases (Terre fine, éléments ferrugineux indurés) d'unhorizon à l'autre.
D) LES DÉTERMINATIONS COMPLÉMENTAIRES, PHYSIQUES ET HYDRIQUESH
Des analyses physiques (granulométrie, densité réelle, pF,teneur en eau) ont été faites sur échantillons remaniés au centre ORSTOMde Cayenne en GUYANE FRANCAISE (L.J. NALOVIC). Des mesures de densitéapparente en vue de la détermination de la porosité totale furent également réalisées sur le terrain au niveau de quatre fosses à l'aide duvoluménomètre à membrane, et au laboratoire sur les glébules (nodules,concrétions,) à l'aide du voluménomètre à mercure.
H Les principaux résultats d'analyses globales (chimiques, physiques ethydriques) sont rassemblés sur les figures 7,8,9,10.
CONCLUSION
- 19 -
PRÉSENTATION DE L'ÉTUDE
La toposéquence, qui fait ici l'objet d'une étude minéralogique, géochimique et structurale approfondie, caractérise un type decouverture pédologique mis en évidence lors de la cartographie dusecteur ECEREX, sur f~rmati0~s schisteuses en Guyane française septentrionale.
La roche mère est composée principalement de quartz et demuscovite composant des faciès fins schisteux intercalés de filonsà faciès grossiers pegmatitique5de dimensions très variables et généralement redressés. Elle se caractérise ainsi par une compositionminéralogique relativement monotone associée à une grande hétérogénéité texturale et structurale.
Le climat actuel chaud et très pluvieux apporte une quantitéd'eau considérable que le sol évacue en grande partie par ruissellementou écoulement latéral interne. Si l'érosion reste relativement modéréesous forêt, l'engorgement des horizons supérieurs contribue à la transformation , surtout latérale, de sols ferrallitiques formés antérieurement au cours d'une longue histoire continentale.
Le déclenchement et l'entretien de cette transformation sontattribués par BOULET (1981) à une lente surrection de la région, enfaçade maritime du bouclier guyanais, ainsi qu'à une accentuation récente de la pluviosité.
Le paysage de petites collines à sommet convexe ou planconvexe témoigne de l'érosion chimique qui a longtemps prévalu et lerecreusement à l'aval du versant de l'installation récente de conditionsplus agressives.
Les moyens d'observation et d'analyse utilisés aux différentesétapes et niveaux de cette étude, depuis le repérage des horizons surle terrain jusqu'à l'identification des cristallites élémentaires, sontadaptés à une étude structurale complète. Celle-ci a effectivement étémenée, des petites vers les grandes échelles, mais sans qu'il ait étépossible de confronter de nouveau sur le terrain les données et lesrelations fondamentales établies aux échelles micro et ultramicroscopiques (étude de terrain menée en 1977, analyses sur échantillonsterminées en 1984).
CHAPITRE Il :
MODELÉ ET ORGANISATION GÉNÉRALE
DE LA TOPOSÉQUENCE
- 23 -
LE MODELÉ, LE MICROMODELÉ ET LES ASPECTS DE SURFACE DE LATOPOSÉQUENCE
A) LE t-10DELÉ
La colline, de faible dénivelée (18 m du sommet au petitruisseau), présente un sommet très légèrement bombé, ou pZateau, quis'étend sur plus de 100 m.
Dans ce paysage, la séquence de 100 m de long, située surun axe de plus forte pente, se subdivise en trois unités topographiques (cf. fig. 11)
- un sommet pZan de 37 m de longueur à pente douce de 4%;
- un haut de versant convexe puis concave de 38 ID de longà forte pente (29%);
- un bas de versant de 25 m de long à pente globale de 16%.
Cette dernière unité topographique comprend à son amont unreplat (pente de 13%) et à l'aval un rebord convexe (pente 19%). L'absence de bas fond et la convexité à l'aval du bas de versant peuventcorrespondre à une reprise d'érosion du réseau hydrographique dans lesecteur.
Sommai pl'" conva.a (37m) Haut da v.'unl (38 m ) 8a. d. v.....,t (25 m)(pantal ~,~,,) (panla, 29,4",) (panla 15,9 ,,)
Profondaur ( m )
5
10
: Raplall5 lllbotd 10m i:(p.nla13,5"llP 19,5'1.)1Il • ..----.,
i1111111
Topoléquanca iliuM' 32 m da la plala da 5\ EU.Oénlv•• 117 mLon9ueur 1 100 m
."OI.lanc. (m)
0.,..-----~2"="5-----":'50i:""""----~75;-------:1:'!0:-0-·
FIG. 11 MODEL~ DE LA TOPOSÉQUENCE ETUDIÉE ET LOCALISATION DES FOSSESPÉOOLOGIQUES
- 24 -
B) LE MICROMODELË ET LES ASPECTS DE SURFACE
l ) Le micromodelê du sommet------------------------
De très nombreuses dépressions, appelées "Djoungoung Pété"par la population locale et "cow hole" par les noirs Saramakas s'observent sur le sommet ..
Ces dépressions (cf. fig. 12) ont une forme circulaire ouovale. Elles peuvent être anastomosées et aboutir à la formation devéritables canaux. D'un à quatre mètres de diamètre, elles n'excèdentpas 60 centimètres de profondeur. Leur densité forte à l'amont du sommet (22 dépressions/SOO m2), décroit puis s'annule à l'aval. A ceniveau, les dépressions à peine marquées présentent sur l'un de leursrebords, de petits monticules de graviers lavés constitués de concrétions et de nodules ferrugineux.
Distribution des depresslons (JP. LESCURE. E. FRITSCH. 1977 ) Relevé topographiqued'une dépression (FBO)
00
• A,b,e
-- Racine tlacantet=- Chablis
o foue pédolo9iqu.__o. Layon
.@
@ Oéprossion
~ l'artie du replat aommital dans leque' 1..~ dép,euions "'aIent en cha,ge plus de cinq
jour••puis une fOlte .v.rseEpaineu, de la ,Ïti,;,e
1O·2cm
Courbea de niveau ·:,:,1Oenivellatlon d. 5 cm ,::;;: 2-6 cm
6·14 cm
FIG. 12 LE MICROMODELÉ DU SOMMET LES DÉPRESSIONS CIRCULAIRES
25 -
Les dépressions piègent les eaux de pluie et de ruissellement,qui peuvent rester en charge plus de cinq jours après une forte averse.La vitesse d'infiltration de ces eaux, très lente mais variable, décroitde l'aval vers l'amont du sommet plan.
La formation de ces dépressions a été attribuée par BLANCANEAUX~(1973) aux chablis (arbres déracinés naturellement, entraînant la terrecomprise entre leurs racines). Il envisage deux cas (cf. fig. 13), quiont été effectivement observés dans notre secteur :
- premier cas : dans sa chute, une fourche de la voûte del'arbre butte puis glisse sur le tronc d'un autre arbre. La couronneracinaire de l'arbre déplace latéralement un volume de terre et formeun bourrelet par compression. La dépression adjacente au bourreletest cachée par le tronc;
- deuxième cas: l'arbre ne rencontre aucune résistanceopposée à sa chute. Il entraine un important volume de terre (2 à 4 mde diamètre, épaisseur variable) et laisse à son emplacement initialune vaste dépression ouverte à l'air libre.
L
Monticules à basede concrétions
-~ J.-4.~Arbre en' décomposition
Régéné.ation de la torit Disparition du chablis
FIG. 13
2)
FORMATION DES DÉPRESSIONS SUR LE SOMMET(D'après B. BLANCANEAUX, 1973)
Le micromodelé du haut de versant Les II marc hes------------------------------------------------d'e s cal i e rU
Le.mi.cromodelé du haut de versant appardit en relief, àl'inverse de celui du sommet. Il est dû à la présence de 'marches
~ Observations faites à la crique Grégoire, 15 km plus au sud, surdes formations gneisso-migmatitiques.
26 -
d'escalier" de longueur métrique.Sur le replat de ces marches prédominent des accumulations sableuses; sur leur rebord aval, les concrétions et les nodules ferrugineux, lavés, y sont très nombreux.
Sur le versant, les écoulements superficiels deviennent eneffet très importants en pleine saison pluvieuse. Ils déterminentplusieurs modes d'érosion:
- érosion en nappe à l'amont du versant, qui met en reliefcertaines racines traçantes et entraine la terre fine de la partiesupérieure du mat racinaire (sur 1 à 2 cm);
- érosion en rigole. A mi-versant, les écoulements superficiels se hiérarchisent. Ils créent un réseau dense de rigoles fortement ramifié (cf. fig. 10). Les rigoles, dépourvues de litière aprèsune forte pluie, sont couvertes de fines pellicules sableuses.
- érosion en griffe. A l'aval du versant, les rigoles convergent. Elles peuvent aboutir à de petites ravines qui incisent lemodelé (dans un cas : sur un mètre de profondeur). Ces ravines peuventdéboucher sur un petit bassin collectant les eaux de ruissellement duversant (cf. fig. 14).
Érosionen nappe
Rigoles
/ , ~\'... \1",',' .......\~ l '\\ 1
.._-~ '\ k \ Marche d'escalier~' \_., g'\-w'"" '~\, \ "
......... ' '~, '~\ " \"- ':?i-~ " '"" , \_.- "- '?'-~-\ "
-:->:::::.:.---..--, ,"É,osion ' ... , ',\.
en rigole ... ........... ...., ..................... '........ Ravine
'" "'~BaJsin
É-'~- Ruisseau'oslon '1 J
en griffe '>;;J=
FIG. 14, ,
LES ECOULEMENTS SUPERFICIELS ET LA LOCALISATION DU MICROMODELEEN MARCHES D'ESCALIER SUR LE HAUT DE VERSANT
La formation des marches d'escalier parait également liée àla chute des arbres. L'arbre, mal enraciné, tombe généralement dansle sens de la plus forte pente. Il entraine, par ses racines et versl'aval de la dépression qu'il crée, un volume de terre important maispeu épais (inférieur à 40 cm) comprenant de la terre fine et des éléments ferrugineux indurés (cf. fig. 15). Le ruissellement et l'érosionmarqués sur forte pente seraient propices à l'accumulation de terre
- 27 -
fine dans les dépressions. Dans la couronne racinaire du chablis, laterre fine serait entrainée par les eaux de ruissellement le long dela pente, les nodules et les concrétions, débarassés de la terre fine,tomberaient ultérieurement. Ces derniers, plus lourds, resteraientsur place, et en constituant un bourrelet, ils limiteraient la remontée de l'érosion.
Dépression
Chute de l'arbre "MARCHE D'ESCALIER"
Pelliculessableuses
~Concrétions etnodules lavés
\ , ./~ ...'~. .~.~~'\,; ..........'.i~ '\.- -_- "'" ::.i",.\:'
Dépre55~':~:~~~;9' ...~comblée de ....... -terre fine
FIG. 15 FORMATION DES MARCHES D'ESCALIER SUR LE HAUT DE VERSANT
3) b~_miçrQmQQ~l~_Q~_Q~~_Q~_Y~r~~~!_~_l~~_çQ~~!r~ç!iQ~~
QiQIQgig~~~_~eig~~~_~!_l~~_Q~eQ!~_~~Ql~~~
De petits monticules (5 cm de hauteur) à base de turriculesde vers, jointifs, s'observent autour des pieds des plantes herbacées,nombreuses dans ce milieu. Les turricules brun noir, à parois canelées,sont associés à une macroporosité ouverte à l'air libre. Les partiesaériennes des plantes herbacées portègent les turricules de l'impactdes gouttes d'eau au sol.
Dans les zones basses du micromodelé (microdépression, rigoles) prédominent les pellicules sableuses. L'abondance de ces dernièrespeut être reliée à l'érosion des sols du haut de versant.
Des tests de perméabilité de surface sous charge d'eau(Méthode PIOGER) ont été réalisés en saison des pluies à quatreniveaux dans la toposéquence (cf. fig. 16). Les résultats font apparaître des valeurs de perméabilité faibles (moyenne, médiane). De l'amontvers l'aval, ces valeurs diminuent et deviennent de moins en moinsdispersées. Ces variations peuvent être attribuées à une imperméabilisation de surface croissante de l'amont vers l'aval(pellicules sa-
- 28 -
sableuses de plus en plus abondantes et mieux individualisées (VALENTI~,
1981)et/ouàdes matériaux superficiels plus fortement humectés et ce,d'une façon plus régulière. Dans ce type de modelé, ces données confirment l'importance des écoulements superficiels et rendent compte, ensaison pluvieuse, de la rapidité des crues du marigot après chaqueaverse.
Sommlt ( Profil FB 1
Kcm/h0 10 20 30 60 120 240 480
Hlut dl verslnt (Profil FE 1
Kcm/h0 20 30 60 120 M Moyenne
BIs de verslnt (PnIfi1 FG 1 V Ecart type
m Médiane
l Inlerquarlile
'--_--'-.lU..J......""-JL...--'--'__.J-L.-'---...,....-----.......L-.........IL..-..-_.....I...__ K cm/h0 10 20 30 60 120.... ..
BIS de vlrslnt (Profil FI J Phenomene de résurgence,.....-"'----.
J[lI , i i 1 i LKcm/h0 10 20 30 60 120
Prolll M ,. m l
FB 64,1 87,0 23,5 76,S
FE 32,2 36,9 14,0 45,0
FG 28,5 40,9 12,0 13,0
FI 20,7 38,1 Il,5 0,1
FIG. 16 : TESTS DE PERMÉABILITE DE SURFACE (MÉTHODE PIOGER)
C} CONCLUSION
L'étude du modelé, du micromodelé et de la perméabilité desurface amène donc à distinguer trois parties dans la toposéquence :le sommet, le haut de versant et le bas de versant. L'étude de l'organisation générale de la toposéquence va nous montrer qu'aux trois parties définies par les caractères ,externes correspondent trois domainesdraltération et de pédogénèse.
- 29 -
L'ORGANISATION GÉNÉRALE DE LA TOPOSÉQUENCE
A) LES QUATRE ENSEMBLES CONSTITUANT LA COUVERTURE PÉDOLOGIQUE
Cet ensemble est caractérisé par :
- la nature des minéraux primaires. Il s'agit essentiellementdes deux minéraux primaires des formations schisteuses de la région :le quartz et la muscovite. Ces deux minéraux, en proportion équivalente,sont associés à quelques minéraux lourds automorphes : Tourmaline,staurotide, zircon. Ainsi, les altérites sont-elles très particulièresdans la mesure où les deux principaux minéraux primaires qu'elles contiennent sont considérés parmi les plus stables dans l'échelle d'altérabilité des minéraux endogènes (GOLDICH, 1938).
- la taille de ces minéraux. Dans les altérites profondes età plusieurs niveaux dans la toposéquence, la granulométrie fine (cristaux à taille inférieure ou égale à 2 mm) passe latéralement à unegranulométrie grossière (cristaux à taille inférieure ou égale à 5 cm) .Cette transition granulométrique est brutale et planique (plan subvertical). Le faciès à gros grains apparait sous forme de filons parfoispuissants mais aussi sous forme d'intrusions ou de lentilles. Il correspondrait aux pegmatites décrites dans la région par CHOUBERT (1978).L'absence de feldspaths conduit à une certaine incertitude sur la définition de ces filons. Toutefois, nous adopterons celle de BAYLY (1976)qui assimile les pegmatites à des roches à gros grains (grains de taillesupérieure ou égale à 1 cm). Ainsi, la dimension des grains permet dedistinguer dans la toposéquence des altérites schisteuses et des altérites pegmatitiques.
- le degré de conservation des textures (schistosité ou foliation) et des structures (pendage et orientation) des roches mères.Ce critère permettra de distinguer les isaltérites (CHATELIN, 1972)pour lesquelles les textures et les structures lithologiques sont conservées et les allotérites où les textures ont disparu mais où peuventsubsister certaines structures lithorelictuelles sous forme d'alignements,sinon d'ilots.
la coloration des altérites qui varie suivant trois étatsde l'hydromorphie, exprimés par les colorations suivantes: rougehomogène - tachetée - jaune à blanc homogène.
Elles se présentent sous forme de filons subverticaux à grosgrains. Dans le sommet, les filons d'environ un mètre d'épaisseur ontune schistosité, un litage ainsi que des directions lithologiques
- 30 -
subverticales très bien conservéesau niveau d'alignements grossiersquartzeux et micacés continus (2 à 20 cm d'épaisseur). Ils correspondent donc à une isaltérite pegmatitique. A l'inverse, en bas deversant, un filon unique, mais beaucoup plus puissant (plus de 20 md'épaisseur), a perdu sa schistosité et ses directions lithologiques.Il sera de ce fait désigné sous le terme d'allotérite pegmatitique.
1-2) Les altérites schisteuses
Elles se caractérisent par des minéraux primaires de pluspetite taille. La conservation des textures, et éventuellement desstructures lithologiques, est très localisée et ne concerne qu'unetrès faible proportion du matériau, qui est donc dénommé allotériteschisteuse. Ces organisations lithorelictuelles discontinues sonttoujours inàurées par le fer, qui leur confère une coloration rougeviolacé. Si la schistosité des lithoreliques est toujours conservée,il n'en est pas de même pour les orientations héritées de la rochemère. Nous distinguerons alors des allotérites,de diverses colorations,à alignements lithorelictuels subverticaux et une allotérite àtlots lithol'elictuels.Les premières s'observent en haut du versant,la dernière est intercalée avec l'isaltérite pegmatitique dans lesommet de la toposéquence.
Par ailleurs, dans le versant et plus particulièrement dansla fosse FE~,la mesure du pendage (a) et de la direction (a) des litslithorelictuels à différents niveaux de profondeur (cf. fig. 17) montre qu'il y a de bas en haut une torsion (~croit) et un infléchissement (a diminue) des lits. Dans le versant, le fauchage de ces litstraduit un mouvement de reptation de la partie supérieure de l'allotérite vers l'axe de drainage. La conservation des structures lithologiques n'est donc que partielle.
r--_'0e-:.:;'O----:'.:..O----,'0-.-':.:0----:":.:;.0--...70 an g 1. (0)
AI
AI0( : Pendage défini par l'angle que forme le phm
tangentiel li un point du lit Iithorelictuel avecle plan horizontal (n)
10 VALEURSDESANGLES C ET 13
'0 (PROFIL FE)
10
10
100
"0
"0
"0
p,.l(cm)
fJ ; Angle défini par l'intersection de ladirection du lit Iithorelictuel (11) avecl'axe de plus forte pente (<1I):5enspositif, sens des aiguilles d'unemontre
FIG. 17 : RECONSTITUTION SPATIALE DES ORIENTATIONS D'UN LIT LITHORELICTUEL
)( C'est à ce niveau de la toposéquence que les lits sont le mieux individualisés, ce qui a facilité la détermination des angles a etS
- 31 -
Dans la partie sommitale, si nous considérons que les intrusions pegmatitiques sont en concordance structurale avec le schiste,nous constatons, d'après la limite stratigraphique entre les deux typesd'altérite schiste-pegmatite (cf. fig. 18), qu'il n'y a pas d'infléchissement structural (à l'exclusion du filon situé au rebord du sommet).Par contre, en se basant toujours sur cette limite stratigraphique, ilapparait, à pendage sensiblement équivalent, une modification localement importante des directions structurales (comparer sur la fig. 18les orientations des filons amont at aval du sommet) .
1-3) f~_~~~~~i~~!iq~_q~~_qi[[~~~~!~~_~~!~~i!~~_~~~~
l'ensemble d'altération
t.mt:::::::::j
t:::",':,;j~C-..:...!...Jl"'777lL.::.....!...:.
FIG~ 18
1SALTÉR ITE PEGMATITIQUE TACHETÉE
ALLOTÉRITE SCHISTEUSE TACHETÉE AlLOTS
LI THORELICTU ELS
ALLOTÉRITE SCHISTEUSE A ALIGNEMENTS LITHO.
ROUGE
JAUNE
BLANCHE
ALLOTERITE PEGMATITIQUE BLANCHE
LA LOCALISATION DES DIFFÉRENTES ALTÉRITES DANS L'ENSEMBLED'ALTÉRATION
La différenciation au sein de l'ensemble altéritique estrésumée dans le tableau I. Il apparait que les caractères structurauxet de coloration s'y ordonnent de la manière suivant~,avec une progressivité qui pourrait traduire des degrés d'évolution ou des transformations successives :
- Isaltérite - Allotérite à alignements lithorelictuels Allotérite à îlots lithorelictuels.
- Rouge homogène - Tacheté - Jaune à blanc homogène.
A noter que l'altérite la moins différenciée se situe dansle sommet pour la pegmatite et dans la partie amont du haut de versantpour le schiste.
- 32 -
~~itéS deodelé Sommet plan Haut de Versant Bas de Versant
Roche mèreOr1ginell~~ amont aval
Isaltérite AllotéritePegmatite peqmatitique pegmati tique
Tachetée blanche
AlloUrite Allotérite Allotérite AllotériteSchiste Schisteuse Schisteuse Schisteuse Schisteuse
Tachetée rouge jaun!! blancheà Ilotsli thorelictuels à alignements lithorelictuels
TABLEAU l DISTRIBUTION DES ALTÉRITES DANS LA SÉQUENCE
L'individualisation de ce deuxième ensemble est indépendantedes variations lithologiques latérales (schiste -pegmatite) qu'il recoupe. Constitué d'un seul horizon, il est également caractérisé parune transition inférieure souvent brutale, ~~e coloration jaune homogène et aux échelles microscopiques par une distribution régulière dusquelette et une réorientation de son plasma. Par rapport aux altérites sous-jacentes, ces modifications correspondent bien au développement des processus de p~doturbation qui effacent les organisationshéritées des roches mères. Cet horizon sera qualifié d'horizon p~do
turbé jaune.
t·::::::·:l HORIZON PÉDOTURBÉ JAUNE
FIG. 19 L'ENSEMBLE PÉDOTURBÉ
- 33 -
Cette homogénéisation structurale n'est pas totale. En effet,certaines organisations à orientations subverticales, héritées duschiste ou de la pegmatite, se prolongent localement dans cet horizonet rejoignent dans certains cas la base de l'ensemble glébulaire quilui est directement susjacent. Il s'agit plus particulièrement decertains lits micacés pegmatitiques et des alignements lithorelictuelsà nodules ferrugineux.
L'horizon pédoturbé jaune, aminci dans le haut de versant,disparait en bas de versant (cf. fig. 19). Dans le sommet, il est plusépais (20 cm) mais il est alors affecté, comme nous le verrons, par denouvelles différenciations qui transforment aussi bien sa partie supérieure que sa partie inférieure.
Dans le cadre de cette étude, nous retiendrons les définitionsde BREWER (1964), qui permettent de regrouper tous les éléments ferrugineux indurés sous le terme de glébule en distinguant : les halosglébulaires à structure peu différenciée, les nodules à structure nettement différenciée par rapport au fond matriciel interglébulaire (matrice) et les concrétions à structure concentrique avec cortex.
Le troisième ensemble de la toposéquence se caractérise parla disparition des orientations lithologiques et par une forte concentration en éléments ferrugineux indurés ou glébules. Les organisationsinternes de ces glébules sont le plus souvent lithorelictuelles (facièsschisteux, dans une moindre mesure faciès pegmatitique). Elles témoignent alors de l'autochtonie de ces formations indurées. Cette autochtonie n'exclut pas certains remaniements et notamment le déplacementlatéral des glébules lors de la chute naturelle des arbres.
A la périphérie des glébules, l'individualisation d'un rubanement ou cortex amène à distinguer, suivant la position topographique
- un horizon nodulaire ferrugineux dans le versant;
- un horizon concrétionné ferrugineux dans le sommet.
Ainsi, les nodules à l'amont du versant passent latéralementauxeoncrétions dans la partie sommitale. Ils diminuent en nombre etdisparaissent, parfois d'une façon discontinue, vers l'aval du versant(cf. fig. 20). On constate également que les limites supérieures etinférieures de l'horizon nodulaire sont progressives mais régulières.A l'inverse, celles de l'horizon concrétionné sont brutales, sinueuseset indépendantes du micromodelé de surface. En coupe verticale, ellesdélimitent ainsi des renflements (20-55 cm) et des rétrécissements(association latérale de grandes "lentilles" jointives), parfois desformes en pli couché dues probablement au remaniement de cet horizonlors de la chute naturelle des arbres.
- 34 -
~ HORIZON NODULAIRE FERRUGINEUX
~ HORIZON CONCRÉTIDNNÉ FERRUGINEUX
FIG. 20 L'ENSEMBLE GLÉBULAIRE
Localement, certaines différenciations pédologiques verticaleset latérales se surimposent à l'horizon nodulaire. Ainsi en rupture dehaut de versant, il est recoupé par les horizons humifères et atteintla surface du sol. De même, en bas de versant, il est recoupé par plusieurs horizons qui se succèdent latéralement, et ses reliques persistent alors à différents niveaux de profondeur. Ces surimpositions indiquent donc l'existence de différenciations ou de transformationspostérieures à l'individualisation de cet horizon nodulaire.
L'ensemble meuble supérieur apparait plus ou moins épaissuivant sa position topographique (cf. fig. 21).
Dans le haut de versant, cet ensemble, très aminci, est représenté par des horizons humifères sablo-argileux (horizon humifèress., horizon de pénétration humifère).
Dans le sommet, l'épaississement de cet ensemble est lié àl'apparition puis au développement vers l'amont d'un horizon jaunepale verdâtre,sablo-argileux, localisé entre l'horizon concrétionnéet les horizons humifères. Toutefois, il disparait localement au niveau des dépressions circulaires.
De même dans le bas de versant~ le développement vers l'avalde l'ensemble meuble supérieur coïncide avec la disparition de l'ensemble pédoturbé jaune. L'ensemble meuble supérieur présente alors unegranulométrie nettement sableuse. Il est constitué d'un horizon grispâle sous-jacent aux horizons humifères noirs à gris foncé.
- 35 -
..
~ HORIZON JAUNE PALE VEROATRE SABlO ARGilEUX
_ HORIZONS HUMIFÈRES SABlO ARGilEUX
m HORIZON GRIS PALE SABLEUX
~ HORIZONS HUMIFÈRES SABLEUX
.FIG. 21 L'ENSEMBLE MEUBLE SUPÉRIEUR
Dans les horizons humifères peuvent s'observer des tachesou cernes brun rouille, brun foncé, gris clair. Ces dernières, indicatrices d'un milieu à drainage interne déficient, varient, en nombreet en contraste de couleurs, latéralement le long de la toposéquence.Ténues et peu abondantes à l'amont du sommet, elles deviennent plusaccentuées à son aval. Elles s'estompent puis disparaissent à l'amontdu haut de versant par suite d'une amélioration du drainage externe.Enfin, elles s'accentuent et s'affirment à l'aval de la toposéquence.
B) LES RELATIONS GËNËRALES ENTRE LES QUATRE ENSEMBLES ET
LES TROIS DOMAINES D'ALTÉRATION ET DE PÉDOGÉNÈSE
L'organisation généra~e de la toposéquence, au niveau macroscopique, nous a amené à distinguer quatre ensembZes dont lasuccession verticale, de bas en haut, est la suivante : Ensembled'altération - Ensemble pédoturbé - Ensemble glébulaire - Ensemblemeuble supérieur. Ces ensembles présentent aussi des différenciationsZatéraZes.
A Z'amont du haut de versant~ les quatre ensembZes sontdirectement superposés. De bas en haut, ils correspondent
- à l'allotérite schisteuse rouge à alignements lithore-lictuels;
- à l'horizon pédoturbé jaune;
- à l'horizon nodulaire ferrug inel1x;
- aux horizons humifères.
- 36 -
Vers le sommet de la toposéquence, de nouvelles différenciations se développent latéralement à partir des quatre ensemblesprécédents. Elles sont mises en évidence par:
- le passage progressif, dans l'ensemble d'altération,d'un faciès rouge homogène à un faciès tacheté qui est indépendantdes variations lithologiques (schiste-pegmatite);
- le passage progressif de l'horizon nodulaire à un horizon concrétionné;
- l'épaississement de l'ensemble meuble super~eur par apparition d'un horizon jaune pâle verdâtre sablo-argileux.
De même vers l'aval, de nouvelles différenciations se développent latérale~ent. Elles correspondent à :
- la décoloration de l'ensemble d'altération puis à l'apparition d'allotérites blanches (schisteuse-pegmatitique);
- l'apparition et l'épaississement d'horizons sableux(horizons humifères, horizon minéral gris pâle) aux dépens de l'horizon pédoturbé jaune qui disparaît.
A l'aval, les nouvelles organisations recoupent, à proximité de la surface, l'horizon nodulaire et, en profondeur, les alignements lithorelictuels subverticaux de l'allotérite schisteuse.Ces discordances témoignent d'une surimposition par transformationd'organisations identiques à celles observées à l'amont du haut deversant.
~quatre ensembles, qui se succèdent verticalement dansla toposéquence, correspondent donc trois domaines d'altération etde pédogénèse qui s'ordonnent latéralement. Nous distinguerons ainsi:
- un domaine initial à l'amont du haut de versant danslequel les quatre ensembles, directement superposés, sont en filiation verticale. Il servira de référence à notre étude. D'après lestravaux de cartographie régionale déjà réalisés dans le cadre del'opération ECEREX, il correspondrait, lui-même, à la transformationd'une couverture ferrallitique dont il ne resterait plus que l'ensemble d'altération.
- un domaine sommital caractérisé par de nouvelles organisations~ à distribution verticale dominante, dont nous verronsqu'elles se surimposent par transformation à celles du domaineinitial.
- un domaine aval qui dérive lui aussi du domaine initialpar une succession de transformations à gradients latéraux dominants.
CONCLUSION
- 37 -
PRËSENTATION DES DONNËES
La distinction précédente de trois domaines est basée àla fois sur des caractères de surface (modelé, micromodelé, comportement à l'infiltration) et sur des caractères internes d'organisation de la couverture pédologique établis à l'échelle du terrain.
Les premiers ont été reliés à des mécanismes superficielschablis; érosion en nappe, en rigoles, en ravines, incision liné-aire du talweg, formation d '·organisations pelliculaires superficielles".
Les seconds ressortent de l'altération et de la pédogénèse,mettant en évidence une différenciation que nous avons pu décrireselon deux axes :
- différenciation verticale de quatre ensembles d'altériteset d'horizons se succédant, de bas en haut et à l'amont du haut deversant, dans un ordre de complexité croissante par transformationprogressive des matériaux originels (domaine initial);
- différenciationslatérales qui se présentent comme résultant d'une surimposition, d'horizons ou de caractères, sur une organisation initiale analogue à celle qui a été observée à l'amont duhaut de versant. Ces différenciations correspondent au domaine sommital et au domaine aval de la toposéquence.
Ces données macroscopiques et le degré de complexité croissante qu'elles traduisent, nous autorisent, dans une deuxième partie,à choisir l'ordre de présentation des données qui est indiqué à lafigure 22, à savoir :
1 - Chapitre III2 - Chapitre IV
3 - Chapitre V
4 - Chapitre VI
Les deux altérites de l'amont;La différenciation verticale au-dessusde l'allotérite schisteuse, à l'amontdu haut de versant;Les transformations dans la partie sommitale de la toposéquence;Les transformations à l'aval de la toposéquence.
DOMAINE
SOMMITAL
3 DOMAINE
INITIAL
4
DOMAINE
AVAL
FIG. 22 LES TROIS DOMAINES DE LA TOPOSÉQUENCE ET LES QUATRE OBJETSD'ÉTUDE
- 38 -
Dans une troisième partie, nous établirons les relationsentre les trois domaines et nous essayerons de reconstituer l'~lution de la couverture pédologigue en tenant compte de données concernant la dynamique actuelle de l'eau.
Dans cette étude, nous détaillerons moins les horizonshumifères qui sont fortement influencés par les activités biologiques(flore, faune).
,
DE.UXIEME PARTIEANALYSE DES TROIS DOMAINESDE LA TOPOSÉQUENCE
CHAPITRE III :
LES DEUX ALTÉRITES DE L'AMONT
- 43 -
L'ISALTËRITE PEGMATITIQUE TACHETËE
L'isaltérite pegmatitique tachetée est localisée à différentsniveaux dans le sommet sous forme de filons subverticaux (cf. fig. 18).Les organisations héritées de la pegmatite s'observent à différenteséchelles
- à l'échelle du filon (environ un mètre d'épaisseur), parla présence d'un lit inférieur à quartz dominant et d'un lit supérieurà dominante micacée;
- à l'échelle des alignements lithorelictuels continus,parfois très épais (jusqu'à 20 cm d'épaisseur), dans lesquels lesminéraux de la roche sont en place. Ces alignements, fréquents, sonteux mêmes disposés parallèlement aux limites externes du filon et àdifférents niveaux de profondeur dans celui-ci.
Dans les matériaux meubles localisés entre les alignementslithorelictuels, les minéraux de la roche sont jointifs mais ils nesont plus en place, et certains sont altérés à leur périphérie. Cesmatériaux correspondent de ce fait à un fond matriciel d'altérationavec début de pédoturbation.
L'isaltérite pegmatitique se caractérise également par desgradients verticaux qui affectent aussi bien les alignements lithorelictuels que le fond matriciel d'altération pédoturbé.
A) LES ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS CONTINUS
- A la base du filon.
Les alignements lithorelictuels continus et souvent trèsépais sont constitués de quartz et de paquets micacés de grande taille(quartz 3-5 mm, muscovite 3-16 x 1-10 mm). Ces minéraux, étroitementajustés les uns avec les autres, sont en place.
Dans certains cas, ces alignements sont bien différenciésen un lit inférieur, à quartz dominant, et un lit supérieur exclusivement micacé (cf. fig. 23). Les paquets micacés sont très généralementnon altérés. Certains, déformés, montrent un début de fissuration et dedislocation, qui accentue les plans de clivage. Sur ces surfaces ainsidécouvertes, de minces liserés kaolinitiques peuvent apparaitre.
Les espaces intercristallins sont rarement imprégnés par descomposés ferrugineux. A une échelle plus grande, une suite de transformations est mise en évidence par des alignements lithorelictuels
- dans lesquels le plasma ferrugineux est présent dans sapartie inférieure, absent dans sa partie supérieure;
- dépourvus d'enduit ferrugineux.
- 44 -
Ainsi, cette suite de transformations montre une tendanceà l'exportation du fer hors des alignements lithorelictuels.
Lit supérieur micacé
LITHORELIQUE A FACIÈS PEGMATITIQUEFIG. 23
~r--- Lit inférieur quartzeux(quartz polycristallin)
- A la partie supérieure du filon.
Les alignements lithorelictuels moins épais (2-5 cm) sontparfois discontinus. Les minéraux parentaux (quartz, muscovite), enplace, sont liés entre eux par un plasma ferrugineux noir isotique(L.P.A.). Dans la partie supérieure de ces lithoreliques, le plasmaferrugineux occupe tous les espaces intercristallins. Dans certainscas, à la faveur des plans de clivage, il peut même affecter la surface des micas. Il ne subsiste alors de ces derniers qu'une trametrès faiblement irisée en lumière polarisée analysée (L.P.A.). Dansla partie inférieure des lithoreliques, ce même plasma apparaît parintermittence à l'extrémité des quartz ou en formant des ponts avecces derniers.
Les alignements lithorelictuels présentent systématiquementune polarité. Avec le fond matriciel d'altération pédoturbé, ils ontune transition :
- supérieure brutale par sa coloration, par l'arrangementet l'orientation des muscovites (cf. p. 47, fig. 25). Dans le fondmatriciel d'altération adjacent, les muscovites se présentent sousforme de plaquettes et de paillettes alignées parallèlement à la surface externe de la lithorelique. Elles s'en détachent localement ensuivant des incurvations semi-elliptiques, dont la convexité desstries est dirigée obliquement vers le bas. Ces nouvelles orientationstémoignent alors d'une pédoturbation intense susceptible d'arrachercertaines extrémités de paquets micacés ou des fragments entiers delithoreliques, qui se retrouvent ainsi isolés et avec une orientationmodifiée dans le fond matriciel adjacent.
- inférieure ondulée et progressive par sa coloration. Dehaut en bas, le plasma ferrugineux intercristallin devient de moinsen moins abondant et s'éclaircit. Parallèlement, les grains de quartzpolycristallins tendent à se déchausser.
- 45 -
B) LE FOND MATRICIEL D'ALTÉRATION
- A la base du filon.
Le squelette quartzeux et micacé, très largement dominant,définit un assemblage gpanulaipe, dans lequel les plaquettes de muscovite tendent à se disposer comme un ciment fibreux entre et autourdes grains de quartz.
Les gpains de quaptz de grande taille (0,5-3 mm) ont descontours irréguliers, anguleux et arrondis. Ils sont très fissurés,dépourvus d'enduit ferrugineux et localement très cariés. Au M.E.B.,ces quartz présentent sur leur surface des figupes de dissolutiongéométriquement variées. Ces figures sont soit en relief (groupementde crêtes et de pointes pyramidées, marches d'escalier emboitées;cf. photo 3) soit en creux (cavités tétraédriques, chevrons en V emboités; cf. photos 1 et 2). Ces différentes figures de dissolutions'observent sur des surfaces cristallographiques différentes (cf.fig. 24) : les figures en relief sur les faces des prismes pyramidésdu quartz, les figures en creux sur les faces du prisme hexagonal duquartz. Lorsque ces figures sont bien développées, elles reproduisenten de nombreux exemplaires et de façon incomplète la structure bipyramidée hexagonale élémentaire des quartz (cf. photo 4) .
Les quartz de petite taille qui sont en inclusion dans lesmicas n'occupent pas la totalité de la cavité de l'inclusion danslaquelle ils paraissent "flotter" (DELVIGNE et al., 1970 ; D. MULLER et al. ,1980). Dans ces cas (cf. photo 1), le vide intercristallin entre lequartz et le mica montre bien qu'il y a diminution de volume du quartzpar sa dissolution. De même, ils confirment que les figures en reliefet en creux sont la résultante de cette dissolution.Comme le proposeESCHENBRENNER, ces figures correspondraient à une "décroissance cristalline" du quartz.
Pri.m. bipyr.mid.
h••••on••n,
le1
alilirlalM .0••1108 •• orlM'aUoli d.. u••,•• .,Iwur- .....rI...... p'oer....~o. COftMCIu_. ..crl •••lloer......... qWltfq..- IKW 'an. Pltan, .'.llé'.llon ...par.I...... .,. .. .".U.ullolt procuua .-aU',aUon
..... dy (0001. .,A........."• ...p'I.... par'Mdleula.,. cr•••• a' """'" • "'.Utllllll••
.......... p"amlll••• .a ..........,...I...L....n•• ,..... c••'d,a'a
tac.... 110fll • · d'.....Ge'_•••IN''''. IOlf•• ...IIC1." "'.".... "lIna ,1.,••114
",....... I"JO d".caU., Inl,.clta'alll••....u•••
• accIOI.-..,
lac•• 1111 Ilofoi ca..tl" ,M,MeI,lqu.. d.... ,'a,•• _• '1••• 1o.fo. ...,all'I. ~ cr.,u c••"\III'. co.tac • • .. ec 1••
b ••,o••. c~o ....... _ y M"-.I.....·.......uoa."".'1••
FIG. 24 LA DISSOLUTION SUPERFICIELLE DU QUARTZ GUIDÉE PAR SESDIRECTIONS CRISTALLOGRAPHIQUES
PlANCHE 1
',' '(..
~t;A;,"Af;
Photo 1 (x390) : Quartz (Q), en inclusion dans une muscovite (M) àmicrorelief caverneux et à nombreusesfigures géométriques en relief et encreux. Vide intercristallin de dissolution entre le quartz et la muscovite (V).
Photo 3 (xl.100) : Quartz à nombreuses figures géométriques en reliefgroupement de pointes pyramidées,marches d'escalier enboitées. Agauche et à droite fissures intracristallines de dissolution (V).
Photo 2 (x660) : Edifice caverneuxd'un quartz à plans discontinus ouchevrons disposés parallèlement lesuns par rapport aux autres. En basà gauche, groupement de pointespyramidées.
Photo 4 (x4000) : Les arêtes deschevrons (C) sont prolongées parles pointements pyramidaux (P).Ces figures reconstituent en troisdimensions et en de nombreuX exemplaires la structure pyramidéehexagonale du quartz.
- 47 -
De telles figures de dissolution ont déjà été signaléespar LE RIBAULT (1971), LENEUF (1972, 1973), ESWARAN et RAGHU MOHAN(1973) ,KRINSLEY et DOORNKAMPF (1973), STOOPS (1974), BUOL et ESWARAN(1978), ESCHENBRENNER (1984). Notons dans cette isaltérite que lesfigures géométriques en creux sont fréquentes et qu'elles développentainsi une porosité intracristalline susceptible d'accélérer elle mêmeles dissolutions.
Les muscovites du fond matriciel d'altération sont égalementde grande taille. Les paquets (1-2 mm) se dissocient en plaquettesplus fines, largement dominantes dans le fond matriciel. Ces dernières,étirées,ont des orientations subverticales, flexueuses ou semi-elliptiques. Certaines orientations très nettement concentriques pourraientcorrespondre à des actions biologiques sous forme de pédotubules. Lesplaquettes se fractionnent elles-mêmes à leur extrémité en paillettesde plus en plus fines, jusqu'à former un plasma silasépique peu abondant et très irrégulièrement réparti dans le fond matriciel.
Une partie des plaquettes et la très grande majorité despaillettes de muscovite sont exfoliées à leur extrémité. De la basede ces éventails jusqu'à leur extrémité, on observe en L.P.A. le passage des teintes vives irisées de la muscovite, aux teintes jaunepâle puis grises du premier ordre de la kaolinite. Cette aZté~ation
des muscovites en kaolinite apparaît d'autant plus importante que lamuscovite s'affine en taille. Elle est à l'origine des domaines silasépiques jaune pâle qui caractérisent ce plasma d'altération (BOULET,1974) .
- A la partie supérieure du filon.
De la base vers le sommet du filon, on constate :
- une accentuation de la dislocation et de la microfissuration des muscovites;
- un accroissement du plasma kaolinitique d'altération;
- une accentuation de la densité optique de ce plasma.
Pore _---.'"tubulaire
ASSEMBLAGE PORPHYRD-SQUELIQUE DOMINANT
Assemblage granulaire : squelette grossierquartzeux et micacé (paquets,plaquettes,paillettes)
Trés nettes orientationsseml. el li ptiquesFragment de Iithorelique
Lit supérieur micacéd"une Iithorelique
Assemblage porphyrosquelique : plasmasilaséllique jaune à plages rouges
ASSEMBLAGE GRANULAIREDOMINANT
1IlT7J==~':',~
FIG. 25 DÉvELOPPEMENT DANS L'ISALTÉRITE PEGMATITIQUE D'UN PLASMAD'ALTÉRATION SILASÉPIQUE, A PARTIR DES MUSCOVITES
- 48 -
Ainsi, dans la partie super1eure du filon, l'assemblagedevient à dominante porphyrosquelique et non plus granulaire parsuite de l'augmentation du plasma silasépique. Ce plasma d'altération de nature micacée et kaolinitique est plus coloré, de teintejaune à plages rouges ou uniformément rouge. Cette coloration hétérogène par le fer confère à l'isaltérite son aspect tacheté. Laporosité moins développée est de type tubulaire dans les domainesporphyrosqueliques (cf. fig. 25).
C) LA CARACTÉRISATION MINÉRALOGIQUE DE L'ISALTÉRITEPEGMATITIQUE
La diffractométrie de rayons X a permis de définir la m1neralogie de la fraction argileuse « 2 JI) des li thoreliques et dufond matriciel d'altération.
Dans les lithoreliques, cette fraction fine est composéede muscovite ~~1 et d'hématite. La muscovite est, très probablement,issue du broyage des paquets micacés lors de la préparation de l'échantillon à analyser. Dans le fond matriciel d'altération, la fraction fine comprend par ordre d'importance: muscovite 2Ml, quartz,kaolinite s.s .. Aucun pic d'oxy-hydroxydes de fer n'a pu être mis enévidence; les teneurs en fer dans ce fond matriciel sont d'ailleurstrès faibles (1 à 5% exprimés en Fe
20
3) .
A partir d'un échantillon de fond matriciel d'altération(P), un tamisage sous l'eau a permis d'effectuer une séparation granulométrique des fractions grossières (0,05-0,2; 0,2-0,5; 0,5-1;1-2; > 2 mm). Dans chaque fraction, les minéraux micacés ont étéisolés des quartz et des minéraux lourds par une séparation magnétique suivie d'un triage sous loupe binoculaire. La diffractométriede rayons X sur les lots ainsi obtenus permet, d'après la valeur despics des spectres, d'identifier la muscovite du polytype 2Ml et lakaolinite s.s. (cf. fig. 26 : spectres des deux fractions granulométriques extrêmes).
La fraction 1-2 mm (Pl) a été soumise à des temps de traitements aux ultrasons de plus en plus longs (30", 3', 16', 32', 64',128', 240'). Les surnageants et le résidu du dernier traitement ontété étudiés par spectrométrie I.R. (Infra-Rouge) et R.P.E. (Résonanceparamagnétique électronique). Du premier surnageant extrait (Pl-30")au résidu (Pl-Résidu), les spectres I.R. (cf. fig. 27) montrentl'individualisation progressive des pics caractéristiques de la muscovite par atténuation de ceux de la kaolinite. Ainsi, le traitementaux ultrasons favorise la libération massive puis plus progressive de
n. 21 : D'AGIA..M!, III DlnlloUTlO' Ill. DI DIUI LOTI MICACts PZ .QII
. . 'P , 'ir'11 ''1''
L...... ••
" " '\..'l"
..
';'. • . •.~1' .... ,.. f." l .. Ih _II.....
,. rlii l ... ........bt ..... ..11 ... 1111 ....... -_ .... ......1•
IAllUU JI : IDE'T1FN:A'101 DU ...i ...ux •· ...'.n US UIE' DE DlfflAl:'''' Il.1. oluarin lUit UI DlAGlU.MIlIlIDU LOTS MltAds
~ 1.................. .,MI... '
...11 It.. I.il !!? •• .... ~.. J.41 m J.lI "" .... ua "" !!! l.l' !.!!Mil I~ 'Al
m11.12: U' 'II U' no
Iln"IU Q JI,... ,'" 1
,. ,'JI , ,Il' Ill' tlSI ~. fi' CI
_"OVITI ..., 1116",,,, Il..... AlTM
Mil 1_ rAI ~15 ." ',.7 .... J,.' ,.. ~II 2" '.15 '}1 ~.. ~.. VI \11
IUt:.,1T1 15 ,. .. M 2. ,.. ,. )1 2S 21 n • Il 41
h.'.11 •• ... 'u ni "' ... Il. Ils "' IIr ..1 - lU ...RAOU'1f1 , ... --................ 1
1. IiI---
IAlI ll! .,.' ... 'J' !.!! >.sI .", lli '" U'lA" ~1;'1'" lI._n'IIU ,.. fi' i" .-' Il fI' f" ,... i" r
"'Oll,nE u 1"- ,..... un.1... 1. l.il ,li • ,tI ... 4." ,.. ~S1 ~.. ~.. ~JJ UJ ."lITE.,fn ,. Il • • ... Il •• • Il • •1•••.11 ., ... li. ni lU ..r lit 211 lU ..J UI
bt ,... • .1 ..,... 1 lM ..
fil Il _ III.,.,." ,.. 1 : s•. 'U
_1., .. 111 1..... ,.., III ••
Il r... .i I.... ,.... III : ".. ,u .,.. '1.,. Il.1. "..... il le .. il le ..
.1 1.. "M' •• ,... hMnI" -.Ii ..
fIG
'11U7IOJI1 A "AUnl fRÉourlcls
"...,
:.:..--.....,--------......-_.CM·.
Il: SPECTRES INfRARlIUGES O"UN ÉCHANTIllO/l DE UOlI/l1TE 1 R ,ET O'UN lOf MICACÉ (P Il TRAITÉ AUX ULTRA SONS
YIIIlATlD_S A IASsU fllloUIICll1.,......._,
"1' "'''',:..
:,.. ,! i :s!o'!"'!'
.:. '. ::..
- 50 -
la kaolinite. De plus, ces déterminations permettent de montrer
- la présence de fer en position octaédrique dans leréseau de la muscovite d'après l'existence d'une bande étalée de650 à 1070 G et d'un pic intense à g = 4,5 du spectre du résidu(cf. fig. 28) obtenu par R.P.E. (OLIVIER et al., 1977).
- la présence également de fer en position octaédriqufdans le réseau de la kaolinite d'après l'épaulement à 3 600 cm(MENDELOVICI, 1979; FAYOLLE, 1979) et à 885 cm- 1 (FARMER, 1974) desspectres I.R. (cf. fig. 27) ainsi que le triplet à g = 5,1-4,5-3,9et le pic à g = 9,3 du spectre du premier surnageant (cf. fig. 28)obtenu par R.P.E. (ANGEL et al., 1974, 1978; JONES et al., 1974;MEADS et MALDEN, 1975; HERBILLON et al., 1976; MESTDAGH et al., 1980;BONNI N et al., 1982).
- la bonne aristalZinité de la kaolinite d'après la hauterésolution des quatre bandes 3697, 3669, 3653, 3622 cm- 1 des spectresI.R. (FARMER, 1974; BARIOSS et al., 1977) et plus particulièrementdes deux bandes centrales (CAMBIER, 1975) et celle du triplet 5,1-4,53,9 du spectre du premier surnageant obtenu par R.P.E. (FAYOLLE, 1979).Cette bonne cristallinité est confirmée aux rayons X ~ar les résultatsdu traitement à l'hydrazine (déplacement du pic 7.19 A de la kaolinitevers 10 A) •
SIGNALR.P.E.
Il:5.1,
V. 9,138 GHz
Champ m.gnéUqu. G30 4
Pl-R•• ldu ( 01. micacé l
FIG. 28 SPECTRES R.P.E. D'UN ÉCHANTILLON DE KAOLINITE (K) ET D'UNLOT MICACÉ (Pl) TRAITÉ AUX ULTRA-SONS
- 51 -
D) CONLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUES, ETSTRUCTURALES DANS L' ISALTËRITE PEGMATITIQUE TACHET~E
• Les transfoPmations minéralogiques.
Ces transformations affectent les principaux m1neraux parentaux de l'isaltérite et témoignent d'une forte agressivité dessolutions d'altération. Il s'agit de la dissolution des quartz etde la kaolinitisation des muscovites.
La dissolution des quartz est intense. Elle est révéléepar la présence de minéraux fortement cariés, et à des échelles plusgrandes (M.E.B.), par l'abondance des figures de dissolution en creux.Ces dernières, en accroissant les surfaces en contact avec les solutions d'altération, accélèrent le processus de dissolution. Cettedissolution pourrait être due à l'action de solutions sous-saturéesen silice. Elle pourrait également être reliée à une amélioration dudrainage interne due à la porosité grossière et interstitielle de labase du filon. Cette dissolution du quartz a déjà été maintes foisobservée (LELONG, 1967; TARDY, 1969; MILLOT et FAUCK, 1971; LENEUF,1972; CLAISSE, 1972; SEDDOH, 1973; NOVIKOFF, 1974; FLAGEOLLET, 1980).Elle peut aboutir à la disparition complète de ce minéral (NAHON,1976; BOULANGE, 1983).
La kaolinitisation des muscovites apparaît d'autant plusintense que les micas s'affinent en taille. Cette transformation estde ce fait couplée aux transformations structurales. Elle contribueà la polarité verticale de l'isaltérite. Il y a ainsi, de bas en haut,une accumulation relative de kaolinite qui se traduit par le passaged'un assemblage granulaire à un assemblage porphyrosquelique dominant.L'altéroplasma qui s'individualise est constitué essentiellement depetits éventails. Il est intimement associé à de fines paillettes demuscovite en voie d'altération. Les figures d'altération en éventailde fines paillettes de muscovite ont déjà été signalées dans desétudes pétrographiques concernant l'altération de différentes roches(KULBICKI et MILLOT, 1960; MILLOT, 1964; DELVIGNE et MARTIN, 1970;PARRON, 1975; FAUGERES et al., 1976; CURMI, 1979; FAYOLLE, 1979). Siles vermiculites hydroxy-alumineuses sont souvent signalées commeproduits de transformation de ces muscovites par de nombreux auteurs(ROBERT et BARSHAD, 1972; DEJOU et al., 1977; VICENTE et al., 1977;STERSTEVENS et al., 1978; CURMI, 1979), la kaolinite, à l'inverse,l'est beaucoup moins (PARRON, 1975; FAYOLLE, 1979) .
• La conservation des organisations lithologiques et ledébut des transfoPmations structurales.
La conservation des organisations lithologiques continuess'observe à l'échelle du filon (lit inférieur à quartz dominant, lit.super1eur à dominante micacée).ainsi qu'à celle des alignements lithorelictuels (lit inférieur quartzeux et lit supérieur micacé en place) •
- 52 -
Les transformations qu'a subi la pegmatite sont minéralogiques mais aussi structurales. Ces dernières correspondent à undébut de pédoturbation lié à l'apparition d'un altéroplasma kaolinitique. Elles effacent localement les organisations lithologiques ets'observent à deux échelles:
- A l'échelle du fond matrir.iel, la pédoturbation infléchitles directions lithologiques subverticales. Elle redistribue suivantcertaines orientations flexueuses puis d'une façon plus homogène leséléments du squelette : quartz, muscovite.
- A l'échelle du minéral, la pédoturbation provoque la dislocation des quartz polycristallins mais aussi le démantèlement etla fissuration des paquets micacés qui s'affinent en taille en donnant des plaquettes puis des paillettes.
De la base vers le sommet de l'isaltérite pegmatitique,les transformations minéralogiques et structurales s'accentuent etconfèren~ une polarité verticale à ce matériau .
• La redistribution du fer.
L'origine du fer ne peut être prec~sée en l'absence d'échantillon de pegmatite non altéré. Cependant, il est probable que ce fer,présent dans la muscovite (en très faible quantité) et dans les quelques tourmalines noires (en forte quantité), a pu être également présent dans des minéraux ferromagnésiens très altérables. Ce fer pourraitégalement provenir de transformations minérales des horizons sus-jacentsà l'isaltérite. Dans ce dernier cas, la partie supérieure de l'isaltérite serait caractérisée par une accumulation absolue de fer postérieuresinon concomitante à l'accumulation relative d'un altéroplasma kaol'initique.
Par contre, au sein de l'isaltérite, la redistribution du ferapparaît très nettement. Elle est révélée par la différenciation verticale de la coloration due au fer et qui affecte aussi bien le fond matriciel d'altération que les alignements lithorelictuels.
Dans la partie supérieure des filons, le fond matricield'altération a une coloration soutenue mais hétérogène (globalement4 à 5,5% de fer exprimés en Fe203)' Les lithoreliques rouge foncé présentent toutes une polarité. D. MULLER et al. (1980), étudiant le mêmetype de polarité de certains glébules d'un sol ferrallitique du Congo,relie la limite supérieure nette à une concentration relative en feret la limite inférieure progressive à une soustraction du fer sansdéplacement particulaire (libération de macrocristaux dans le fondmatriciel interglébulaire).
Dans la partie inférieure des filons, le fond rnatricield'altération, très éclairci, contient peu de fer (globalement 1 à 2%de fer exprimésen Fe203). Les alignemen~lithorelictuelsperdentleur plasma ferrugineux, localisé dans les espaces intercristallinsdes quartz et des micas. Ainsi, on constate une soustraction du ferdans cette isaltérite i cette exportation vers la profondeur pourraitêtre reliée à l'amélioration du drainage interne de la base des filonsplus quartzeux et à porosité interstitielle plus grossière.
- 53 -
L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE ROUGE AALIGNEMENTS LITHORELICTUELS
Elle se localise à l'amont du haut de versant (cf. p.31fig. 18). Les organisations héritées du schiste sont peu nombreuseset elles ne constituent plus de structures continues comme dansl'isaltérite pegmatitique. Ces aZignements ZithoreZictueZs discontinus sont très généralement subverticaux et parallèles entre eux. Ilssont toujours indurés par Ze fer (coloration rouge violacé, parfoisfinement piquetée de blanc après cassure) et s'isolent facilement dela matrice qui les entoure. Cette matrice ou ce fond matricieZ intergZébuZaire constitue la phase la plus importante de cette altérite.Il est Zimono-argiZo-sabZeux, à texture non conservée et définitainsi l'allotérite. Comme les lithoreliques, il est recoupé par deschenaux d'origine biologique: des pétotubuZes, q 11i sont dt: ce faitles formations les plus récentes de cette allotérite schisteuse.
Al LES ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS DISCONTINUS
Ces lithoreliques schisteuses peuvent être caractérisées :
- par la taille, la distribution et l'orientation de leursquelette (différents minéraux parentaux associés ou non à leursproduits d'altération);
- par la nature de leur plasma.
Les quartz, très irrégulièrement répartis, ont tendance àêtre groupés ou disposés en lits parfois discontinus mais parallèlesentre eux, et à la limite externe de la lithorelique. La taille desquartz peut être variable d'une lithorelique à l'autre et se caractérise par la prédominance d'une fraction granulométrique. Les plusgrands (1-2,5 mm) sont, soit polycristallins et xénomorphes, soitfissurés. Les fissures, fréquemment incrustées de fer, délimitent desarêtes nettement anguleuses et isolent des fragments dont l'angled'extinction reste inchangé. Ces quartz ont des contours très irréguliers (rentrant, sortant) associant des formes anguleuses et émoussées.Au MEB, ils présentent à leur périphérie des figures de dissoZution enreZief, et moins fréquemment en creux.
Certains quartz n'adhèrent pas au plasma noir des lithoreliques. L'espace poral créé entre le quartz et ce plasma (cf. p.57photo 8) indique bien que la dissoZution du quartz s'est poursuivieaprès Za mise en pZaae du pZasma noir des ZithoreZiques. Cette dissolution aboutit au développement et à l'individualisation d'une porosité aZvéoZaire.
- 54 -
Les muscovites sont généralement présentes sous forme depaquets (0,9-1,2 x 0,4-0,6 mm), parfois démantelés en plaquettes etfissurés. Elles sont regroupées en amas (1,5 mm), parfois alignéeset intercalées avec les lits quartzeux (cf. fig. 29).
FIG. 29 ORGANISATION INTERNED'UNE LITHORELIQUESCHISTEUSE
tJuxtaposition de 1its subverticaux quartzeux(a gauche) et micacés (a droite) noyés dans un
plasma argilo-ferrugineux rouge à noir isotique
Toutes les muscovites sont altérées en kaolinite. Elles sontainsi intimement associées à leur oristalliplasma d'altération. Laproportion relative de muscovite et de kaolinite ainsi que l'intensitédu démantèlement des cristallites sont variables d'une lithorelique àl'autre. Lorsque la kaolinite est dominante, les cristallites (également regroupés en amas) sont :
- très régulièrement empilés, sous forme de vermicule degrande taille (5 mm);
- plus ou moins démantelés. La kaolinite apparaît sous formed'éventails, de petits vermicules et de longs batonnets flexueux plusou moins jointifs.
Ainsi, suivant les proportions relatives de quartz et demuscovite, on distinguera des lithoreliques
- à quartz dominant;- à quartz et muscovite altérée en kaolinite;- à muscovite altérée en kaolinite.
Dans les deux derniers cas, on distinguera également d'aprèsle degré d'altération des muscovites: un pôle micacé et un pôle kaolinitique, le second étant plus fréquent que le premier (cf. fig. 3o).
Pôle micacé
Paquets de muscovite partiellementdémantelés et fissurés
Muscovites de plus petite taillepartiellement kaolinitisées
Grands vermicules de kaolinite flexueux( cristall i plasma)
Plasma argilo·ferrugineux rouge ànoir. isotique
Vide alvéolaire
,O,5m,!,
Pôle kaollnitlq ue
FIG. 30 LES MINÉRAUX MICACÉS ET LEUR PRODUIT D'ALTÉRATION DANS DEUXLITHORELIQUES SCHISTEUSES
- 55 -
La tourmaline, automorphe ou arrondie et altérée à sa périphérie, est irrégulièrement dispersée. Dans quelques cas rares, elleest disposée en lits parallèles et constitue alors l'un des minérauxprincipaux des lithoreliques.
Le staurotide, non altéré, à contour très irrégulier, peutlocalement être très abondant. Il remplace alors le quartz.
Le zircon de petite taille, à aspect globuleux, est rare etinaltéré.
En résumé, chaque lithorelique schisteuse se définit par laprédominance relative d'un minéral parental ainsi que par le degréd'altération de la muscovite (deux pôles). Ces caractéristiques sontconstantes au sein des lithoreliques issues d'un même alignement subvertical, mais elles peuvent varier latéralement d'un alignement oud'un groupe d'alignements à l'autre. Ceci confirme:
- une certaine hétérogénéité lithologique dans le schiste.
- que l'altération des muscovites, antérieure à la ferruginisation, ne s'est pas réalisée à vitesse constante d'un alignementsubvertical à l'autre. Après ferruginisation de ces alignements discontinus, différents stades d'altération se retrouvent, ainsi, juxtaposés latéralement.
Les éléments du squelette sont reliés entre eux par un plasma argiloferrugineux isotique, rouge foncé à plages noires (L.P.A.),dontla C1.?T'IIposâ.tion minér-aloq.ique est dominée par la kaolinite etl'hématite. Mais au sein de ce plasma argiloferrugineux isotique sedifférencient, notamment en relation avec la paroi des vides, desplasmas anisotropes renfermant de la goethite alumineuse et des traces de gibbsite (cf. Tableau III).
LithoreliqueGi K He G:1
Fond matricie K H. GJIpédoplasmé
Gi : Gibbsi teK . KaoliniteH.: Hématite
G.:1 Goethitealumineuse
La taille des lettresest proportionnelle àl'intensité du picprincipal de chacundes constituants
TABLEAU III MINÉRALOGIE COMPARÉE DES PRODUITS D'ALTÉRATION DANS LESLITHORELIQUES ET DANS LE FOND MATRICIEL PÉDOTURBÉ DEL'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE ROUGE
- 56 -
2-1) Le nlasma argilo-ferrugineux isotioue, à kaolinite---~------------------------------~---------------et à hématite
Le cristalliplasma kaolinitique issu de l'altération desmuscovites peut, localement et le plus souvent à sa périphérie, êtreimprégné par le fer. Ce fer oblitère alors en rouge les teintes depolarisation de certaines surfaces kaolinitiques. Au M.E.B., cesaspects correspondent à l'adsorption de petits glomérules ferrugineux sur la surface des lamelles de kaolinite disjointes. Par ailleurs,les extrémités des lamelles peuvent être fissurées en petites plaquettes, ainsi libérées dans le plasma argilo-ferrugineux isotique(cf. photos 5 et 6). C'est donc l'épigénie par le fer (J.P. MULLER,1983) puis la microfissuration des extrémités des lamelles de kaolinite du cristalliplasma qui nourrissent sur place le plasma argiloferrugineux isotique (cf. photo 7). Il est donc bien évident que laferruginisationest postérieure à la kaolinitisation. Par accumulation absolue du fer, elle aboutit ainsi à la formation de ce plasmaargilo-ferrugineux noir isotique qui est à la fois un plasma d'altération et de concentration ferrugineuse.
2-2) ~~~_el~~~~~_~~i~~~~~e~~~_~_a~~~~i~~_~l~~i~~~~~
~E_~_~~~E~iE~
Des phases anisotropes, peu abondantes, apparaissent soitau sein du plasma argilo-ferrugineux isotique, soit de préférenceen relation avec la paroi des vides alvéolaires issus de la dissolution des quartz. Il s'agit:
- de goethite alumineuse sous forme d'un fin rubanementrouge vif à jaune orangé ondulique à structure fibreuse très nette,perpendiculaire à la paroi du vide (L.P.A.). Au M.E.B., elle estconstituée de fibres élémentaires jointives à section rhomboédrique,dont les extrémités définissent vers le vide central une surface continue finement piquetée et mamelonnée. La microanalyse révèle ici laprésence quasi exclusive de fer et de faibles teneurs en alumine. Letaux de substitution en A100H .de cette goethite serait de l'ordrede 6%.
- de gibbsite sous forme de cristaux non coalescenns orientésvers le centre du vide.
Ces deux types de cristallisations géodiques ultimes(J.P. MULLER, 1983) sont toujours en relation avec différents vides(pore alvéolaire, microvides internes au plasma argilo-ferrugineuxisotique) et en relation directe avec le plasma argilo-ferrugineuxisotique encaissant avec lequel ils constituent une paragénèse. Partransformation sur place du plasma argilo-ferrugineux isotique, cescristallisations ultimes témoignent de la coéxistence, dans un mêmematériau, de deux microsystèmes géochimiques différents dans lesquelsse réalise l'individualisation soit du fer (associé à de faiblesquantités d'alumine), soit d'alumine.
PLANCHE II
Photo 5 (x75a) : Dans une lithorelique épigénie de la périphérie d'unvermicule de kaolinite par les oxyhydroxydes de fer.
Photo 7 (xIa 000) : Détail du plasmaargilo-ferrugineux à porosité intercristalline développée; plaquettesde kaolinite localement regroupéesen accordéon et glomérules ferrugineux coalescents aux plaquettes.
Photo 6 (x35 00 ) : Détail de laphoto 5 : plasma argilo-ferrugineuxentre les lamelles de kaolinite_di~
jointes, microfissuration de l'extrémité d'une gerbe kaolinitique.
Photo 8 (xl 500) : Quartz non adhérentau plasma argilo-ferrugineux. Vide dedissolution à paroi non différenciée.
- 58 -
2-3) ~~_E~~~~~~~~~_~~~E~~~~_q~~_Ei~~~~~_q~~_if!~~~~:
~iq~~~_~~~~~!~~~~~
Dans les lithoreliques schisteuses, la genese complexe desplasmas s'ordonne ainsi selon les trois étapes suivantes:
- altération des muscovites et néoformation d'un cristalliplasma kaolinitiquei
- ferruginisation hématitique et individualisation d'unplasma argilo-ferrugineux isotique à kaolinite et à hématite;
- transformatiomultimes de ce plasma argilo-ferrugineux,avec dégradation de la kaolinite en présence d'hématite, conduisantà l'individualisation soit de goethite alumineuse, soit de gibbsite.
B) LE FOND MATRICIEL PÉDOTURBÉ
Dans l'allotérite schisteuse, ce fond matriciel est localiséentre les alignements lithorelictuels discontinus. Il contient 7 à 10%de fer (exprimé en Fe203) qui lui confère une coloration rouge homogène.La granulométrie est limono-argilo-sableuse à sables fins. Le toucherest sériciteux. La porosité (50%) est plasmique, fissurale (0,2 mm)et tubulaire fine (0,5 mm). A l'inverse des lithoreliques, ce fondmatriciel est caractérisé par une fragmentation et une intense redistribution du squelette, qui témoignent d'actions de pédoturbation.
Les quartz, ~égulièrement dispersés dans le fond matriciel,ont des bords anguleux à subanguleux, à extinction nette en L.P.A.,mais également des bords lobés, émoussés, localement piquetés de rougepar le fer~ Au M.E.B., ils présentent de nombreuses fig~œes géométriques de dissolution. Toutefois, à l'inverse des quartz de l'isaltéritepegmatitique, les figures de dissolution en creux sont peu abondanteset peu développées. Ceci peut signifier que
- la vitesse de dissolution du quartz diffère selon les directions cristallographiques. Guidée par le sens de l'allongement ducristal, la dissolution affecterait de préférence les faces des prismes pyramidés (figures en relief) •
- la dissolution est ici plus lente, puisqu'elle limite ledéveloppement des figures de dissolution en creux, localisées sur lesfaces du prisme hexagonal.
Les muscovites s'observent, par ordre croissant, sous formede paquets (rarement observés), de plaquettes ou de paillettes. Ellessont orientées autour des quartz et à une échelle plus grande suivantdes lignes flexueuses ou des courbes concentriques qui deviennent localement parallèles à la paroi de certains vides fissuraux. Toutes lesmuscovites sont altérées en kaolinite qui nourrit sur place un plasmad'altération. Contrairement aux lithoreliques, les figures d'altérationen éventail ( 0,1 mm) sont nombreuses, les figures en vermicule(0,4 mm) très rares.
- 59 -
Le plasma isotique définit avec les éléments du squeletteun assemblage porphyrosquelique. Il est rouge à plages rouge foncéà noires (L.P.A.). Cette coloration, continue mais localement plusaffirmée, souligne ainsi l'orientation du squelette micacé.
Entre ce plasma isotique et celui des lithoreliques, laminéralogie (cf. TableauIII) révèle globalement de fortes ressemblances (présence dans les deux cas de kaolinite s.s., d'hématiteet de goethite alumineuse). Toutefois, nous notons l'absence de gibbsite dans le premier.
C) LES PÉDOTUBULES
Ces chenaux biologiques remplis par des grains de squeletteet un plasma rouge isotique (assemblage porphyrosquelique) sont nombreux. Ils recoupent toutes les organisations de l'allotérite schisteuse rouge et leur sont donc postérieurs.
De diamètre variable (~8 mm), ils sont orientés verticalement ou subverticalement et présentent parfois des ramificationslatérales plus petites. Ces observations tendent à montrer que ceschenaux peuvent être issus de la décomposition du système racinairede la strate arborée.
Dans les pédotubule~ le squelette quartzeux et micacé estorienté en stries semi-elliptiques~emboitéesles unes dans les autres.La convexité des stries est très généralement dirigée vers le bas aucentre du pédotubule et vers la périphérie des ramifications latérales.Par leur forme aplatie, les micas sont les éléments les mieux orientés.Les paillettes de micas peuvent également envelopper les quartz.
D) L'ALTÉRATION DES MUSCOVITES EN KAOLINITE
La kaolinitisation des muscovites représente la transformation minéralogique la plus importante de l'allotérite schisteuse rouge.Des figures d'altération très nombreuses et très variées s'observentaussi bien dans les lithoreliques que dans le fond matriciel pédoturbé.Ceci justifie une caractérisation plus détaillée de cette altérationaussi bien du point de vue morphologique que microgéochimique. Dans labibliographie, la kaolinitisation des micas blancs a déjà été signaléenotamment par PARRON (1975) et FAYOLLE (1979). Mais à notre connaissance, certaines figures d'altération en vermicules demeuraient incomplètement décrites.
1) ~~_ç~r~ç!~ri~~!iQ~_~Qr~bQIQ9ig~~_Q~_1~~1!~r~!iQ~
des muscovites en kaolinite
La filiation directe entre muscovite et kaolinite apparaîtau microscope optique par la continuité dans un même cristallite de
- 60 -
ces deux phases minéralogiques. Plusieurs figures, présentant le mêmetype d'altération,mais dans lesquelles la phase kaolinitique est deplus en plus abondante, tendent à montrer que la kaolinitisation constitue un mécanisme d'altération continu gagnant progressivement l'ensemble du minéral parental. Suivant la taille du minéral parental etle sens de la progression de cette altération, la kaolinite s'individualise soit sous forme de vermicules, soit sour forme d'éventails.
1-1) L'individualisation de la kaolinite en vermicules
La transformation kaolinitique peut débuter à l'interfacede deux lamelles d'une muscovite de grande taille. En progressant delamelZe en lamelle de façon centrifuge, elle aboutit, au stade ultimede l'évolution, à la formation de grands vermicules de kaolinite(cf. fig. 31). Différents stadesde transformation sont observés: ilsvont d'une muscovite à teinte irisée (L.P.A.) dans laquelle une bandede plusieurs lamelles est kaolinitisée jusqu'à une kaolinite blanche(L.P.A.) pouvant présenter certains liserés, reliques de muscovites.Cette transformation conserve la structure lamellaire du minéral parental (cf. photos 11 et 12) .
Individualisation d'une bandede plusieurs lamelles kaolinitisées au centre du mica
Extension de la phase kaolinitiqueet individualisation de plusieursvermicules par fissuration
plages irisées, micacées
c==J plages jaunes à transition
~
c==Jplages blanches kaolinitiques
• plasma _arg~lo-ferrugineuxrouge a nOl.r
FIG. 31 FORMATION DES VERMICULES
Des muscovites faiblement altérées en kaolinite (transparentes sous la loupe binoculaire) ont été séparées puis clivées àl'aide d'une spatule. Les surfaces interlamellaires, ainsi découvertes,ont été observées au M.E.B .. Localement, ces surfaces sont finementdécoupées (cf. photo 10). Le découpage aboutit à l'individualisation
PLANCHE III
Photo 9 (x6 000) : Surface micacée,clivée, cloisons proéminantesformant entre elles des angles de 60et 120°, cavités entre les cloisons.
Photo 11 (x220) : Vermicule dekaolinite à aspect micacé.
Photo 10 (x6 000) : Surface micacée,clivée; lamelle finement dé0~up€e
(aspect de puzzle) .
Photo 12 (x7 500) : Détail de laphoto 11 montrant la structurelamellaire du vermicule.
- 62 -
de fines particules (1?) mais préserve des cloisons plus résistantesqui apparaissent localement en relief (cf. photo 9). Les angles définis par les cloisons sont constants: 60° et 120°. Ils pourraientcorrespondre à la symétrie hexagonale du réseau micacé ou bien aumode de superposition des feuillets micacés, puisque l'angle de rotation des feuillets par rapport à la symétrie des cavités hexagonalesdes muscovites 2M1 est de + 120, - 120°/ ... La microanalyse ne montrepas de variation géochimique significative entre les fines particuleset les cloisons (présence de silice et d'alumine, mais également depotassium). Ainsi, le microdécoupage des lamelles résulterait d.' unedissolution du minéral parental antérieure à la kaolinitisation. Ilaccroit la porosité intracristalline et favorise de ce fait la poursuite de l'altération.
1-2) L'individualisation de la kaolinite en éventail
Cette transformation affecte de façon préférentielle lesextrémités des plaquettes ou des paillettes micacés5.Ces extrémitéss'exfolient en kaolinite (cf. fig. 32). Dans ces figures en éventail,quelques gerbes (jaunes en L.P.A.), reliques de muscovite/peuvent êtreprovisoirement épargnées.
En progressant parallèlement aux plans de clivage vers l'intérieur du mica, cette transformation aboutit à l'individualisation delongs bâtonnets flexueux. Lorsqu'ils sont plus ou moins jointifs, cesbâtonnets donnent à la kaolinite un aspect de vermicule démantelé.
CJD..
plages irisées micacées
plages jaunes de transition
plages blanches kaolinitiques
plasma argilo-ferrugineuxrouge à noir
FIG. 32 FORMATION D'UN ÉVENTAIL (GERBE EXFOLIÉE)
Au M.E.B., les éventails peuvent soit perdre partiellementle clivage micacé (cf. photcs 13 et 14) / soit le conserver (cf. photos15 et 16). La perte du clivage est due à la présence fréquente de microcristallites de kaolinite (absence de potassium) disposés perpendiculairement en "cales" ou en placages entre les lamelles de micaaltéré qu'ils peuvent déformer. Ces orientations perpendic~laires
PLANCHE IV
Photo 12 (x500) : Exfoliation affectant l'une des extrémités d'uneplaquette de muscovite (vue d'ensemble) .
Photo 15 (x600): Exfoliation affectant l'une des extrémités d'uneplaquette de muscovite (vue d'ensemble) .
Photo 14 (x3000) Détail de la photo13 : Lamelles micacées rectilignes àbord lissé (M). Fines particules kaolinitiques (K) disposées perpendiculairement entre les lamelles micacées.
Photo 16 (x27 000) : Détail de laphoto 15 : Extrémité de l'éventailà structure lamellaire.
- 64 -
entre minéral parental et minéral néoformé (CURMI, 1979; BOCQUIER etal., 1983) ainsi que l'accroissement de volume considérable lors del'altération (parfois jusqu'à 20 fois le volume initial) témoignentd'une accumulation absolue par transfert d'éléments en solution etapport de silice et d'alumine. Ainsi,l'altération des muscovitesen kaolinite résulterait, non pas d'une transformation directe (muscovite-kaolinite), mais plutôt d'une néoformation avec croissanceépitaxique (FAYOLLE, 1979).
1-3) ~~i~[~~~~~~_~~~_!~~~~[~~~~!i~~~_~!~~~!~~~~~~
~~_~q_e~~~!~~~q!i~~_~~~_~~~_!~~~~[~~~~!i~~~
~i~~~~~~~iq~~~_i!~~~~~~_!Y2
Les transformations structurales, assurées par la pédoturbation conduisent à une accentuation des plans de clivage, une dislocation et une fissuration des grands paquets micacés en élémentsplus petits et plus fins, puis à une redistribution et une réorientation de ces derniers dans le fond matriciel. Ces modificationsstr'Ucturales ont une influence sur la taille et la forme des cristallites de kaolinite qui se forment à différents stades de l'évolutionstructurale (cf. Tableau IV). Ainsi,en l'absence de pédoturbation,les vermicules issus de grands paquets micacés à lamelles jointivessont nombreux (cas des lithoreliques schisteuses). A l'inverse, leséventails et les bâtonnets flexueux deviennent dominants lorsque lesmicas ont été, avant l'altération, disloqués et fissurés en élémentsde plus en plus petits par la pédoturbation (cas du fond matricielpédoturbé de l'allotérite schisteuse).
TransforJniltlon lDin'raloqlque : K..ollnl tisAtion .~
Mode cS' aqencemen t LI al t'ration Sens de la pro- Transformat.ions Néoformation deConséquences des lamelle. de attecte de tallon gression de la structural•• indu!- kaoh.nl te sous
Huscovite a4:1.ctlve transformation tes par la k4011n1 ti- toeme de .C ...inn
.s Paquets : emp1.1emen~ Gonflement. irrdqulier.... d. 1....11•• jolne1v•• "en accor4don- :-e plans de clivage " - accentuation de.~.. Dislocation des di.scontin\ls
~l • in terface deplans de clivage
0paquets a!cacéa : ~
centriluqe - décrochements le:g.. ~d.UX l ......l1es (de l ...e11• 10"9 des plans de Vermicules.. .. accentuation des paquets disloqués c en lamelle) clivaqe
· plans de clivage paqu.ts plus p.t1~"'" - fissurations ortho.!: - fissuration
juxupo.'. 4 de gonales aux plan.~
ltines plaquettes ~. ~, van•.
~ plus ou moln.~..0 jointives~
~
1· Redistribution et
l'loExfoliation brutale Eventails
· réorienutJ.on des
tcIlicu Les exudmités centripêt.e - fissuration éven-.s.. dell lazaelles (dans le senS tuelle de la base
~Hicrofissuration
~ de 11 allonge- de la partie b4tonnets
.ilen part.icules de
Plaquatt•• /ment. de la extoli4!e fle:Auewc
· plus en plus pet.1 t.es l ...e11elc~ Paillette.
""
TABLEAU IV RELATIONS ENTRE LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS L'ALTÉRATION DES MUSCOVITES EN KAOLINITE
- 65 -
Inversement, la kaolinitisation induit des microtransformations structurales : accentuation des plans de clivage et microfissuration des lamelles accroissant la microporosité du minéral envoie d'altération, gonflement irrégulier "en accordéon" favorisantles décrochements le long des plans de clivage et les fissurationsorthogonales à ces plans.
2) Ç~r~f!~ri~~!iQ~_~i~~r~lQ9ig~~_~!_g~Qfbi~ig~~_Q~
l~~l!~r~!iQ~_g~~_~~~fQYi!~~_~~_~~Qli~i!~
Des déterminations par spectrométrie R.X., I.R., R.P.E.,réalisées sur plusieurs fractions micacées donnent les mêmes résultatsque ceux obtenus sur les fractions micacées de la pegmatite (cf. p.48).Les seuls minéraux mis en évidence sont la muscovite 2M1 et la kaolinite s.s •. Dans ces deux minéraux, la présence de fer en position octaédrique est confirmée par la spectrométrie I.R. et la R.P.E.
Les données géochimiques présentées dans le tableau Vontété obtenues à partir d'analyses ponctuelles réalisées à la microsondesur cinq cristaux, qui représentent eux mêmes les principaux stades del'altération des muscovites (cf. fig. 33). Ces stades vont d'une muscovite saine (C), aux figures d'altération en éventail (D), en vermicule(F.G), et jusqu'à la kaolinite (A).
- Pour la muscovite saine, les résultats analytiques montrentque ce minéral :
• contient de faibles quantit~s de fer (1,2% exprimé en FeO)et de titane (O,9%)~
• apparalt d~ficitaire en aluminium et en potassium (par rapport aux formules théoriques ou à la composition de quelques muscovitestypiques), et à l'inverse exc~dentaire en sodium~ magn~sium~ calcium(la présence occasionnelle des deux derniers éléments témoigne d'unecertaine hétérogénéité géochimique).
A partir de ces données, on peut admettre que l'aluminiumsoit pour une faible part substitué, et que le potassium, localisé·en position interfoliaire, ne soit pas le seul élément à assurer lesdéficits de charge du réseau micacé.
- Sur les figures d'altération, les analyses ponctuelles,alignées suivant le sens de la différenciation, permettent de caractériser les variations géochimiques. En effet, les données obtenues montrent que la perte de biréfringence s'accompagne d'une baisse du rapport Si02/Al203' et du maintien du taux de fer (cf. fig. 34 : variations de FeO/A1203 en fonction de Si02/A1203) et d'un appauvrissementen Mg~ Ca~ K~ Ti~ Na. Suivant la rapidité avec laquelle ces élémentssont extraits, on peut regrouper et distinguer :
• le magnésium et le calcium, qui disparaissent brutalementau début de l'altération~
".SI l,') O.OU O.OU J.o.J 0.011
.J" l" 0.0]1 001' 1.0 lOti• JIII')I 0) l 0,1' 10.'. 11 .• 0
1104 J•• J e.J4 0.11 1." ".01o.o.
F' A"ér~llon en ve,micul.
O' Allêrfll.on eon eventail
G • ,Alleralion ~n ve'""lcule
P'.ge0,. ... ...,.' .... 1••
.n.'..... H"?O ",0 A'10l S.O, -1 0 C.O l'Dl '00 Hbr. 5·~~~Ch "'10' H·l,~~ I·~.~OJ 1·°2'4'0. ·':,0 ·'1°), ." ... lI'!l ."J 1" U 0 "
, .. '" '" o 10!l Cl 0 Il 00.0 0 Dl'," 'U ]1 .J .. ). Hl '.JJ 0,'· •• 00 O.,. , " o J'O 001) 0,0 JJ 00' !to
7 0 • )I,n u •• 'U 0 o , , '0 '!l.U , .O~ 0,0.1 0 o O., Cl 00'. "" 0 Il 0 .!l " 0., 0 o '0 , , 10 , ,. .0 1 0 Il " 00 0 )J.l, .. ~ " 0" O.ll 0" '" .) " '" O.Cll, 0 0091 0,00)
A~PPOfl '"Ol.cu""!!'Pla"l Hbre
~:~~' "':7 01k'~f.:o
1.01 ,0""""".,.- H·lO ".' A',O) S'02 ..,. 0.0 "°2 '.0 "'0. AllO AI:7O'\ Ai?O"'l
O. ·" • ).Ot .. " .., • 0.)0 lO' tOJ' '" o l!tol 001' 0.010 0.0'1. ' 1 '.It 0 )) Il .0 tO J,I' • O." , " JO )1 'DO 0.0'· o on o 011 0.01 •
O. • 0 )'" .'.)' 0.)1 • 0 'U '111 l.01 00'. • o OJ' •0' 0,11 0 Il ., 0\ 0" 0 0 ·" 1)11 , " 0.010 o OU 00 •• •
- Gl ". • H)' •• O. •.• 0 • O." • u ... , .. 0,1" 0.0" 0,011 0,01)000 • , " 0 no, ., OJ • ,. 0" ..' '" Il.' '" O,IIJ 0.0" 0.0'0 o 0", 0 0 ]l" .!l" o.s' · 0" 01' u )' , .. OOIS • o o. J 0,00
G J 0 0 n'" .)1) o.]] · 0 ,,' " .. J.O' o 00. • o O.!l •G' 0 0 ).,' 41,1" 0" 0 0 ·01 lJ.n J.o' o.OOS 0 00)1 •, DI' • ]tU •• u 0," o.u 001 0" ." '0> 0.01. o,on o 0)'] 0001
GO .,. 0 )l.JI .')' • ID 0 0 . ," .)] ". 0.1 '0 o.o~o o O!lCl 0.01)
o. .. • .0, )tU nro ,.0 0 01' ,01 10 h , .. 00'1 00 •• 00.0 t',OII
PI·V·........ "01.(""1.' ••
analys" H'lO ".0 A1:lOJ S .. , ." e•• l'Dl ,.. "tH' S,~~~ 1('1~I~ N~~~~o., '0.2'
0'0. ..,., .,,.,G'O ". f )t04 .,0. ... 0 0,1' ..0 .... '.10 O.' •• 0.01 • 00" 0,0"
l!IJIlQ G • "0 , " HI' ".1''' '01 0 0,') t.,. I.U 1.1l 0 '00 O.OU O.OU o,oa.0 G" l,O' 0 l'" .)01 'li 0 0," '" Il 0] '.01 0,0 " (1 0.1
o '"0.001
G " 0,11 0 J','J .'1] '-H • 0.11 '.11 ',10 1,Ol 00 •• 0.0]1 0.04) 0.001
" • 0 li 1) •• n 0 0 .0 Dl' Il. JI , " 0 • oonlJ 0 0 ,." 4,)0 0" 0 0 • O,
lt.OI ". o 00] · O.Q.' 0
o J AtTila".. .. Y'IIUtULf
TABlIAU Y. RisUllATS 0[ MICftO-AHAITSIS COHCIRHAHT I-AlTiRAlION O!S MUSCOVIf!S !II UQUIIITI
fiC 33 lOCALISATION DIS MICRDANAIYSlS SUR C'NQ CRISTAUX. C: MUSCOVlle
PI.W.W.O'Hlfl "'01'("" ......
.."...,.- h~. S.O" "11,1, p'lt;jlO, 1.0, 100 11"t,laj. '''';00 "" '''1°] S.02 ." <•• 1.0i' ...,
"~j. d'O. &'10, AI?OJ AllO)Cl .ulco."U - ">0 Alla-
CO . JI." "!I.t' '10 I.J' ... ... 1.t. CI 11) 0.0 " .. .. ,~ C' q,) ]J •• "'. Il ... .. ' '" 0,"0 J.'!1 CI Jlo Goa C1,C1.' CI CI ,oiI/ll~" C> ... ',!I 1 l'.H "!I.:M l," .11 , ., .'. 1.1\ CI Dl 0.0 Il 0.0 •• 0.0 )1, • . 0 1 ... " O. 1 O' 0
Rr,.,."c. III ... •.0' H.n .,.U ID O' 0.01 00> 0,0' ... l,O' o. a, ','19 0.001
A.", .. I'I~" 111 D.n • ~ 1. l' ..., Il.)) O•., '10 ." ..' lOI o.••• 0.011 CI lU CI 0.1
C. O.~. .) " 'l.I) O.U 0,11 1.1$ Il.0_ .1.). ... 0.0. ] 0,010 1,141 0." J
C- O" IJ.'J 10 JI '10 0,01 0,"li " 1 '" l,li ClOU CI.OH .,lU 0.0'1
OIU0"1 H)00.0
0,040'oc'1>
JJ .• '
H.IO
If l'
uu001 0 1
o OJ ')J
JI'. H"
'0.)' 13.1)
(lAmben. A.II J., Ig!»g. TIen •. Roy. Soc.E~JII."g"'.
"'01. BJ. P. !»~3 J
(, J fhÎI.r.nc. Ao •• mulco ... lIe.pegm.1118.Neo .... Mell'cO (H••nrich.
E.Vi' L.....n.on.A.A-Am.lI .... ln ..Ig~J .... 01.:U5.p.2~J
(2' JR~I.I.nc. Law gr.dl ~mm.hc ICh'II.,nveornus ·ahU.
o ••O.·,
U
AIDPOII "'C'~CO,j"'""I.go hbl. .0, ',0 HeOJ ... l'OJ_nl'.,_ NeJO .... ..... JO) S.c, ',0 C.. "JO ...
Cl"CL A"O A'JCl .. 0 ....1'0 A.,O
• 0 0 )1 0' .J.II 0" 0" 0" 00' Il 00 J,O' 0 0 00). •0 0 au .IJO 0,01 • 0 , Dl 11)1 , .. 0 • o Olt •, 0 · )lU • ).10 0,01 • • 0' , .. III • , .. o 001 • 004. •, 0 • "U .) ot DO. · 'Dl 0" ,.0 ,
" 0001 0 00)1 •• 0 ))1. Jt 10 0" • .00 0" U 10 J,OO • • OOH 0
llOUIU """1. la "loCAl.
lU ru.... oaDfIIlfailli
• ""MU GADa....,.U
_ ,... lOUIl .. ... l,on...
FIG 34 RELATIDNS ENTRE LES DIFFÉRENTS RAPPORTS MOLÉCULAIRES CARACTÉRISANT
L'ALTÉRATION DES MUSCOVITES EN KAOLlNITE
•••
IMUSCOVITE 1•
•
. ...
•
•
•..
•
•
l.";.~~=~:;;i!=::...Jc...""!._.--__.............._-.---._........_..-__...,......., S102/AI2032 2,01 2,02 2,03 2,04 2,05 2JI6 2,07 2,08 2,09 2'0 211 2,12 2,13 2,14 2,15 216
D,II
0,14
D,II
0,24
0,12
o,ua
0,22
0,20
D,"
0,01
0,04jKAOLINITE 1
1102 •
o
N,S.; ÉTOILES ENCERCLÉES :VALEURS DÉTERMINÉES SUR
DES PLAGFS PLUS OU MOINS MASQUÉES PAR LA
COLORATION FERRUGINEUSE AU MICROSCOPE
OPTIQUE S1 02/AI 0207 201 2,09 2,10 2,11 2,12 2,13 2,14 2,15 2.16 2 3
feO/Alze30,10 (i)
0.09
o.ua
D.D7
QUI (i)
0.0& • •• ,. e0.04
llG3 • •lllI2 • •0.01
02 ~D1 z.oz 2JI3 2,04 2,05 2.D6
'.••
N :34
(i) y : o,lII4X + ODJ5
c.c.: 0,34
•
••• .. •
Y: FaO/A1203
X: SiOz/A1203
CC: COEF. DE CORRÉLATIOIII
•
y : TIVAI lI:J
X = 1120/ AI2lI:JCC: COÉF. DE CORRÉLATIOIII
•
N : 3D
y : O,127X
C.e.: 0.99
0.0211
Tlllz/Alz03
0.032
0028
0,01&
o.ooa
0.012
y = III'ZO/AI DJ
X =1120/AI2OJ
C.e.: COÉF. DE CORRÉLATIOIII
• •
N : 26
y : 0,190 X+ o,DJO
C.C.:0.97
IlzO/A'203......-..-_-..-_-....---......--._......-...-......~K20/AI203 Rl...----......"'"':'!':""""":'T:"'--.-...,...__......-..._........--=-t;.Q.lI2 ll.D4 0.01 D,01 0.10 0,12 Q,14 D,II OJI D,ZO 1122 0,24 0 IIOZ 1104 0.06 1101 0,10 1112 11.I4 0,11 0)1 0,2D 0,22 q24
0.06
ODJ
0.01
0.11
0,1lI
- 68 -
• le potassium et le titane. La libération du potassiums'accompagne toujours de celle du titan~,dans un rapport Ti02/K20constant 0,13 (cf. fig. 34);
. Le sodium. Le départ du sodium semble dans un premiertemps plus lent que celui du potassium (cf. fig. 34 : rapportNa20/K20 constant et égal à 0,2). Puis pour des rapportsK20/A1203 < 0,02, il devient rapide et total.
- Au stade ultime de cette altération, les vermiculesde kaolinite sont bien constitués de silicium et d'aluminium auxquels s'ajoute une très faible quantité de fer (1 % exprimé enFeO) •
3 ) Le bilan de l'altération------------------------
D'un point de vue géochimique, les muscovites subissentune altération soustractive par libération de K, Na, Ti, Mg, Ca.Le comportement du fer se différencie de ceux des autres cations :présent dans les cavités octaédriques de la muscovite, il est également présent dans celles de la kaolinite. Ainsi, il pourraitexister une mémorisation géochimique au stade ultime de l'altérationdes muscovites en kaolinite.
D'un point de vue microstructural (observation au microscope optique et au M.E.B.), l'altération des muscovites en kaolinitecomprend
une première phase de dissolution qui découpe les lamelles micacées en fines particules et développe une porosité intracristalline favorable à la poursuite de l'altération;
- une deuxième phase de cristallisation de kaolinite s'accompagnant d'un gonflement en gerbe ou en accordéon.
Les gonflements parfois considérables nécessitent des apports externes au minéral en cours d'altération. Les microparticulesde kaolinite, disposées en "cale" entre les lamelles altérées qu'ellesdéforment, témoigneraient d'une cristallisation à partir d'élémentsen solution.
Ainsi, l'altération des muscovites en kaolinite pourraitêtre à la fois soustractive pour K, Na, Ti, Mg, Ca et additive pourSi et Al. Les apports de silice et d'alumine en solution pourraientse faire sur de très faibles distances ou provenir des transformationsminérales des horizons sus-jacents à l'altérite.
- 69 -
E) CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE ROUGE
Dans l'allotérite schisteuse rouge, les transformationssont principalement minéralogiques dans les alignements lithorelictuels discontinus et indurés par le fer, et minéralogiques etstructurales dans le fond matriciel pétoturbé. Ceci montre, dès àprésent, le rôle déterminant du fer dans les processus d'altérationet de pédoturbation •
• Les transformations minéralogiques dans les alignementslithorelictuels discontinus.
Les lithoreliques, indurées et caractérisées par la conservation des organisations lithologiques subverticales du schiste,ont été le siège d'une succession de transformations minéralogiquesqui s'ordonne de la façon suivante:
- dissolution lente des quartz et altération des muscovitesen vermicules de kaolinite;
- ferruginisation hématitique;
- poursuite de la dissolution des 'quartz et recristallisation ultime de goethite alumineuse (faciès fibreux) et de gibbsite.
Ainsi, la ferruginisation hématitique est postérieure àl'altération des muscovites en kaolinite. Elle s'est très probablementréalisée dans les alignements subverticaux les plus grossiers (de parla taille des minéraux parentaux) du schiste, caractérisé lui mêmepar une certaine hétérogénéité lithologique (alternance d'alignementsà grains fins et d'alignements à grains grossiers). Elle "fige" lakaolinitisation des muscovites puisque l'on observe latéralement età profondeur équivalente différents stades d'altération des muscovitesd'un alignement lithorelictuel à l'autre. A l'inverse, elle favorisel'épigénie de la périphérie des vermicules de kaolinite. Cette épigéniepar le fer a été démontrée indirectement ou directement par LACROIX(1914), BAYLESS (1966), NAHON (1976), J.P. MULLER (1983). La microfissuration de l'extrémité des lamelles kaolinitiques épigénisées parle fer nourrit sur place un plasma argilo-ferrugineux isotique quilie les éléments du squelette (quartz, muscovite altérée) des lithoreliques.
Dans les lithoreliques, la dissolution du quartz est à lafois antérieure et postérieure à la ferruginisation. Elle aboutitaudéveloppement et à l'individualisation d'une porosité alvéolaire. Ladésilicification par accumulation du fer a été précisée ou démontréepar ALIMEN et DEICHA (1958), WACKERMANN (1967, 1975), BOURGEAT (1970),FAUCK (1971), NAHON (1971, 1976), LEPRUN et NAHON (1973), LEVEQUE(1975), LEPRUN (1979), BOULANGE (1983). Cette désilicificatin, préâla-
ble à la dégradation des kaolinites rend compte des transformations
- 70 -
ultimes et ponotuelles qui affectent le plasma argilo-ferrugineux isotique. Les transformations ultimes, peu nombreuses, conduisent soità l'individualisation de goethite alumineuse, soit de gibbsite. Ellessont soustraotives puisqu'il y a élimination de silice et accumulationrelative soit de fer et d'alumine, soit seulement d'alumine .
• Les transformations minéralogiques et struoturales dansle fond matrioieZ pédoturbé.
Les transformations minéralogiques affectent les principauxm1neraux parentaux de l'allotérite schisteuse. Il s'agit d'une dissoZution lente des quartz et d'une intense kaolinitisation des musoovites.L'altération des fines paillettes en kaolinite nourrit sur place unplasma coloré en rouge par le fer. Comme pour les lithoreliques, cefer est constitué d'hématite et de goethite alumineuse.
Les transformations struoturales assurées par la pédoturbation effaoent la foliation et les orientations lithologiques subverticales héritées du schiste. Elle tend à redistribuer d'une façonhomogène les quartz et les muscovites dans le fond matriciel. A l'échelle du minéral, la pédoturbation dissooie les musoovites en élémentsde plus en plus fins (plaquettes puis paillettes) et favorise ainsil'altération des fines paillettes micacées en éventaiwde kaolinite .
• Les relations minéralogiques et struoturales entre lesZithoreZiques et le fond matriciel pédoturbé.
La ooncentration absolue du fer dans certains alignementssubverticaux du schiste induit une paragénèse complexe des plasmasdont l'un des stades ultimes est la cristallisation de gibbsite. Cettegibbsite, présente en très faible quantité dans les lithoreliques,est absente dans le fond matriciel pédoturbé.
Lorsqu'elle est marquée, la ferruginisation permet le maintien des organisations lithorelictuelles. Elle est antérieure à lapédoturbation des matériaux meubles de l'allotérite schisteuse rouge(fond matriciel pédoturbé) .
- 71 -
CONCLUSION : COMPARAISON DES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUESET STRUCTURALES ENTRE L'ISALTËRITE PEGMATITIOUE TACHETËE ETL'ALLOTERITE SCHISTEUSE ROUGE
Par rapport à l'allotérite schisteuse rouge, les transformations minéralogiques et structurales sont beaucoup moins accentuéesdans l'isaltérite pegmatitique. Cette différence peut être attribuéeà une plus grande résistance des structures cristallines pegmatitiquesdue à la plus grande taille des minéraux parentaux (quartz, muscovite).
L'isaltérite pegmatitique est caractérisée par une polaritéverticale qui n'existe pas dans l'allotérite schisteuse rouge. De basen haut, il y a dissociation des minéraux parentaux (quartz, muscovite),microfissuration des muscovites et altération de ces derniers en kaolinite. Certains alignements subverticaux sont préservés de ces transformations. Ils sont lithorelictuels, épais et continus à la base del'isaltérite pegmatitique. Ils deviennent plus minces, discontinus etsont ferruginisés à son sommet.A l'inverse de l'allotérite schisteuserouge, cette ferruginisation des alignements lithoreliatuels relieentre eux des minéraux parentaux peu ou non altérés. Ainsi,dans leslithoreliques, le plasma isotique est :
- ferrugineux et très peu abondant (mince liseré intercristallin parfois discontinu) dans l'isaltérite pegmatitique;
- argilo-ferrugineux et très abondant dans l'allotériteschisteuse.
CHAPITRE IV :
LA DIFFÉRENCIATION VERTICALE À
L'AMONT DU HAUT DE VERSANT
- 75 -
La partie du sol sus-jacente à l'allotérite schisteuse rougeest diffé~enoiée en quatre ho~izons dont la succession verticale estschématisée dans la figure 35.
Allotirileschisteuse
rouge
Alignements lithorelictuelsdiscontinus ferruginisis
Horilon pédoturbé jaune
nodulaire ferrugineux
Horinns humifères
,f ..~-Nodule. Plages rouges reliques
lithorelictuels de l'allotérite schisteuse
DIFFÉRENCIATION
ALI DESSUS DE
L'A LlOTÉRI TESCHISTEUSE
Nodulesferrugineux
FIG. 35 SCHÉMA DE LA DIFFÉRENCIATION VERTICALE DES SOLS A L'AMONTDU HAUT DE VERSANT
L'HORIZON PÉDOTURBÉ JAUNE
Cet horizon est caractérisé par :
- une oolo~ation jaune homogène;
- une distribution régulière des quartz et des paillettesmicacées qui témoigne d'actions de pédoturbation;
- un accroissement de bas en haut de la fraction granulométrique argileuse;
- la oonservation looalisée de st~otu~es lithologiques subve~tioales héritées de l'allotérite schisteuse rouge sous-jacente.Depuis cette dernière, certains alignements lithorelictuels discontinuset ferruginisés se prolongent dans l'horizon pédoturbé jaune. Tout endiminuant en nombre et en taille du bas vers le haut, les lithoreliquestendent à s'indurer sur toutes leurs faces et à s'arrondir. Elles aboutissent à l'individualisation de nodules lithoreliotuels.
- 76 -
- présence, localement et à sa base, de plages rougesreliques de l'allotérite schisteuse rouge sus~jacente. Par indurationde bas en haut, ces plages évoluent en glébules qui conservent lastructure pédoturbéeoriginaire du fond matriciel de l'allotériteschisteuse.
A) LES NODULES LITHORELICTUELS ET LES GLÉBULES A STRUCTUREPÉDOTURBÉE CONSERVÉE
1 ) Les nodules lithorelictuels
Par rapport aux lithoreliques de l'allotérite schisteuserouge, ces nodules ont les mêmes organisations et une compositionminéralogique identique (quartz, muscovite, kaolinite, hématite,goethite alumineuse, trace de gibbsite). Leur plus forte indurationdoit être reliée à une diminution de la porosité plasmique (observation au M.E.B., mesure de densité apparente, cf. p. 83, fig. 38).Leur transition externe est localement graduelle avec maintien,depart et d'autre de celle ci/des organisations lithorelictuelles.Ainsi, il y a libération à la périphérie du nodule de certains minéraux quartzeux ou micacés par concentration centripète du fer. Cetteaccumulation relative du fer provoque une diminution du volume dugZébule. Il en résulte une différence de plasticité entre le noduleet le fond matriciel interglébulaire qui entraine par les variationssaisonnières du pédoclimat une sphéritisation et une fissuration à lapériphérie du nodule.
La transition entre l'allotérite schisteuse rouge et l'horizon pédoturbé jaune sus~jacent se fait localement par l'intermédiaire d'un réseau rouge sur fond jaune. De bas en haut, certainesplages rouges se différencient en halos glébulaires rouge foncé puisen nodules à limite supérieure brutale, délimitée par une fissure enforme de coiffe, et à limite inférieure progressive (cf. fig. 36).
INDIVIDUALISATION D'UN NODULEDANS L'HORIZON PÉDOTURBÉ JAUNE
FIG. 36
Plasma jaune sq.vo. maséplque
Ecaille noire isotique isolée du nodule par une tissure
Transition supérieure brutale délimitée par une fissure en formede coilleSéparation plasmique jaune ocre
----Nodule à structure pédoturbée conservée
Transition Inférieure progressive
- 77 -
Cette potarité verticate de certains glébules a déjà étédécrite par D. MULLER (1979). La fissuration de la périphérie dunodule tend à l'isoler du fond matriciel pédoturbé jaune adjacent.
Ainsi, à partir de volumes hérités de l'allotérite schisteuse rouge se différencient progressivement des nodutes qui conservent la structure pédoturbée du fond matriciel de cette allotérite.
B) lE FOND MATRICIEL PËDOTURBË JAUNE
Le fond matriciet pédoturbé jaune correspond aux matériauxmeubles très largement dominants dans l'horizon étudié. De bas enhaut, on distingue dans ce fond matriciel, les variations suivantes
- une accentuation de ta kaotinitisation et de ta microfissuration des ptaquettes et des paittettes de muscovite. Il y aainsi accumutation retative du ptasma kaotinitique au détriment dusquelette micacé;
- le dévetoppement de quetques séparations ptasmiques (passage d'un plasma silasépique à un plasma argilasépique à séparationsplasmiques vo-masépiques peu nombreuse~.Cette réorientation du plasmaen domaines nettement anisotropes est le signe de contraintes internes(contraste saisonnier du pédoclimat plus marqué dans cet horizon) .
- le dévetoppement de cavités (1 mm) à paroi irrégulière età fines ramifications latérales dans un fond matriciel à assemblageporphyrosquelique dominant (localement, les ramifications latéralesplus nombreuses et convergentes délimitent des plages à assemblageaggloméroplasmique). Cette variation structurale de la porosité peutêtre reliée à un léger accroissement de la porosité totale (53% aulieu de 50%).
Par rapport au fond matriciel pédoturbé de l'allotériteschisteuse rouge sous-jacente, celui-ci apparaît dépourvu d'hématiteet contient globalement moins de fer (7 à 4% exprimésen Fe203) sousforme de goethite atumineuse à 15% de moles d'A1OOH (R.X.). Ces variations peuvent être reliées à l'acquisition d'une cotoration jaunehomogène.
C) CONCLUSION : PROGRESSION ET NATURE DES TRANSFORMATIONSMINËRAlOGIQUES ET STRUCTURALES DANS lE FOND MATRICIELPÉDOTURBË JAUNE
L'horizon pédoturbé jaune conserve donc localement des structures et des organisations lithorelictuelles (alignements subverticauxde nodules à faciès lithorelictueVmais aussi des organisations pédoturbées(halos glébulaires, nodules) héritées de l'allotérite schisteuse
- 78 -
rouge sous-jacente. Ces organisations re~~ques, indurées, témoignentde la progression, de haut en bas, du fond matriciel pédoturbé jaune.
D'un point de vue minéralogique et structural, cette progression verticale descendante du fond matriciel pédoturbé jaune seréalise avec :
- une dissolution de l'hématite et une recristallisationdu fer sous forme de goethite alumineuse.
- une accentuation de la kaolinitisation et de la microfissuration des muscovites.
La première transformation minéralogique (néoformation degoethite alumineuse) nécessite des apports d'alumine qui pourraientprovenir soit de l'altération des muscovites, soit de transformationsminéralogiques s'effectuant dans les horizons sus-jacents à l'horizonpédoturbé jaune.
L'HORIZON NODULAIRE FERRUGINEUX
Cet horizon peu épais (5-15 cm), localement discontinu età limites supérieure et inférieure peu nettes, contient 25 à 50%(en poids) de glébules. Il s'agit essentiellement de nodules maisaussi de quelques nodules à cortex discontinu ou même continu (concrétions). Les concrétions seront décrites ultérieurement lors del'étude des sols du sommet (Chapitrev) où elles sont mieux différenciées et deviennent dominantes.
En haut de versant et de l'amont vers l'aval, l'horizonnodulaire se localise à profondeur croissante dans la différenciation verticale des fonds matriciels de cette partie de la couverture pédologique. Ainsi, à la rupture de pente , entre le sommet etle haut de versant, il est recoupé par les horizons humifères ets'observe dès la surface. Vers l'aval, il s'établit dans la partiesupérieure, médiane puis inférieure du fond matriciel pédoturbéjaune (cf. fig. 35).
A) LE FOND MATRICIEL INTERGLÉBULAIRE
Les caractéristiques du fond matriciel interglébulaire(matrice qui entoure les nodules) varient latéralement et de l'amontvers l'aval dans le haut de versant. Elles co rrespondent successivement à celles des horizons humifères que nous décrirons ultérieurement et à celles de l'horizon pédoturbé jaune que nous avons déjàdéfinies.
B) LES GLËBULES FERRUGINEUX : LES NODULES DE LA SËQUENCELITHORELICTUELLE A FACIËS SCHISTEUX
On distingue, d'après la taille, l'orientation et la distribution des trois principaux minéraux identifiables au microscopepolarisant (quartz, muscovite, kaolinite) :
- des nodules lithorelictuels, les uns à faciès schisteux,les autres à faciès pegmatitique;
- des nodules à structure pédoturbée conservée.
L'étude in situ de ces nodules met en évidence leurs relations avec :
- soit les lithoreliques de l'horizon pédoturbé jaune et del'altérite sous-jacente;
- soit les halos glébulaires rouge foncé de l'horizon pédoturbé jaune.
- 80 -
Par leulSdistributions et leurs transformations progressivesdu bas vers le haut du sol, ces différents glébules ferrugineux, deplus en plus indurés vers le haut, s'ordonnent suivant deux séquencesd'évotution gtébutaire :
- lithorelique~ nodule (séquence glébulaire lithorelic-tuelle) ;
- halo glébulaire --+ nodule (séquence glébulaire à structure pédoturbée) •
On étudiera ici seulement les nodutes à faciès schisteux dela séquence lithorelictuelle qui sont les plus abondants. Ces nodulessont en filiation minéralogique avec les nodules lithorelictuels etles lithoreliques observés en profondeur (cf. Tableau VI).
Horizon Fond matriciel Glébuleinterglébulaire
Horizon K Gil K He G:nodulaire GI GI(20 Y.
Horizon pédoturbé
He G:jaune ! nodules K Goal Kli thorelictuels GI(20~)
Allotérite schisteuse K H. G~I Gi K He GGIrouge 4 lithoreliques (.20<1)
Gi GibbsiteK KaoliniteH HématiteG:1
: Goethite alumineuse
La taille des lettres est ~ro~or
tionnelle A l'intensité du nicprincipal de chacun des constituants
TABLEAU VI MINÉRALOGIE DES GLÉBULES DE LA SÉQUENCE LITHORELICTUELLEA FACIÈS SCHISTEUX ET DES FONDS MATRICIELS INTERGLÉBULAIRES
parEn microscopie optique, on montre également cette filiation
- le dévetoppement de ta porosité atvéotaire;
- la disparition progressive du cristatti-ptasma kaotinitiqueissu de l'altération des muscovites et le dévetoppement du ptasma argitoferrugineux noir isotique (L.P.A.), à hématite et à kaolinite;
- le dévetoppement des ptasmas anisotropes à goethite alumineuse et à gibbsite.
Par rapport aux lithoreliques localisées en profondeur, onobserve dans les nodules un net accroissement de la porosité alvéolaire.Dans ces nodules (cf. fig. 37), les pores alvéolaires peuvent conserversur leur paroi ou sur des protubérances argilo-ferrugineuses des fragments de quartz qui présentent la même extinction en L.P.A. (observations
- 81 -
identiques à celles faites par D. MULLER (1979)). Ces fragments sontdes reliques de la dissolution d'un grain de quartz. Les protubérancescorrespondent à d'anciennes fissures du quartz occupées par un plasmaargilo-ferrugineux.
Plasma argilo-ferrugineux noir isotique
VUE D'ENSEMBLE
Vide
Quartz
Vide _
Protubérance ferrugineuse( incrustation du fer dans les
anciénnes fissures du quartz)
Fragments reliques d un quartz
présentant la même extinctionen L.PA.
DETAIL
FIG. 37 FIGURES DE DISSOLUTION DU QUARTZ DANS UN NODULE FERRUGINEUX
Ainsi, dans ces nodules, le développement de la porositéalvéolaire, résulte d'une accentuation de la dissolution des quartz.
2) ~~_~ri~!~11i:~1~~~~_~~Qli~i!ig~~_~!_1~_~1~~~~_~r9ilQ:
f~rr~gi~~~~_~Qir_i~Q!ig~~~_~_b~~~!i!~_~t_~_~~Qli~it~
Dans les nodules ferrugineux à faciès schisteux, les vermicules de kaolinite groupés en amas sont fréquemment masqués par lacoloration du fer. Celle-ci est plus soutenue dans les plans de clivage ou les fissures des vermicules. Au M.E.B., on constate que leslamelles des vermicules de kaolinite sont largement disjointes etl'on observe des zones plus poreuses issues soit de l'effritement deslamelles, soit d'une dissolution partielle de ces dernières. De nombreux glomérules d'oxy-hydroxydes de fer sont alors en contact avecles surfaces des lamelles disjointes (cf. photos 17, 18 et 19). Ainsi,l'épigénie des vermicules de kaolinite par le fer tend à se généraliser.Dans les nodules présentant des figures d'altération de muscovites envermicules de kaolinite, l'épigénie de la phase kaolinitique est fréquente, celle de la phase micacée est beaucoup plus limitée. Il enrésulte une accumulation relative du plasma argilo-ferrugineux noirisotique par incorporation du cristalli-plasma kaolinitique.
Cette accumulation relative est encore accentuée par unetrès nette densification du plasma. Au microscope optique, il devientnoir intense, isotique en L.P.A., gris foncé en L.R., à plages rougefoncé très faiblement anisotropes en L.P.A., blanches en L.R. AuM.E.B., la densification du plasma est mise en évidence par une nettediminution de la microporosité (cf. photo 20, à comparer avec laphoto 7 p. 57 ). Cette densification a également été montrée par les
PLANCHE V
Photo 17 (x750) : Dans un nodule, ep~
génie de l'ensemble d'un vermicule dekaolinite par les oxy-hydroxydes defer, porosité intracristalline déveveloppée.
Photo 18 (x3 500) : Détail de la photo17; glomérules hémisphériques ferrugineux liés à la surface de lamelles dekaolinite flexueuses et disjointes.
Photo 19 (x10 000)photo 18.
Détail de la Photo 20 (x3 500) : Plasma argilo ferrugineux d'un nodule (porosité plasmique peu développée), fines plaquettesde kaolinite incluses dans le plasma.
- 83 -
mesures de densité-porosité réalisées sur les glébules de la séquencelithorelictuelle (cf. fig. 38). Elle résulte d'une concentpation centpipète du fep qui diminue la porosité totale sinon la taille duglébule.
140
160
180
100 1
Drof{cml
o 10 20 30 40 50
(PROFIL FE!,.:~ \.___ Nodules lithonllictuels de
l'horizon pédoturbé Jaune_ Uthoreliques de l'allotérite
schisteuse rouge
Parois li transition progressive avec, l'allotérite schisteuse rouge'-_-(*"'Parois lissées en contact avec
\ l'allotérite schisteuse tachetée
P%
FIG. 38 DENSITÉ APPARENTE (da) ET POROSITÉ (P) DES GLÉBULES DE LASÉQUENCE LITHORELICTUELLE
3) b~~_Ql~~~~~_~Di~Q~rQQê~_~_9Qê~bi~ê_21~~iDê~~ê_ê~_~
9i !? !?~ i ~ ~
Par rapport aux lithoreliques localisées en profondeur, lesnodules sont caractérisés également par un développement des plasmasanisotpopes à goethite alumineuse et à gibbsite. Ces plasmas, toujoursen pelation avec des vides, peuvent de ce fait être assimilés à descpistallisations géodiques. Leur plus grande abondance a permis d'enfaire une description et une caractérisation géochimique détaillées.
3-1) f~~_~~i~Eq~~i~qEi~~~_~~~qiq~~~_q~_~~~E~iE~
alumineuse
Ces cristallisations sont en relation avec la paroi de microvides internes au plasma argilo-ferpugineux noir isotique ou avec laparoi des vides alvéolaires issus de la dissolution des quartz.
Au microscope optique, plusieurs stades de développement decette phase anisotrope goethitique ont été observés. Ils correspondentsuccessivement, à :
- la différenciation d'un mince liseré ou plasma rouge,faiblement anisotrope en L.P.A., blanc en L.R., à partir du plasmaargilo-ferrugineux noir isotique. La transition est graduelle entreces deux plasmas. Au M.E.B., ce liseré est constitué de petits glomérules finement grumeleux à section hémisphérique, dont la juxtapositionforme un mince revêtement continu mamelonné (cf. photos 21 et 22) .
PLA!\CHE VI
Photo 21 (x2 000) : Glomérules hémisphèriques ferrugineux jointifs soiten relation directe avec le plasmaargilo ferrugineux d'aspect massif(en haut à gauche) soit sous formede cloisons matérialisant différentes étapes de la dissolution duquartz (en bas) .
Photo 23 (x3 500) : Superposition deplusieurs couches de goethite fibreuse. L'extrémité des fibres délimiteune surface finement grumeleuse, leurbase (après dissolution du quartz : Q)
une surface plane lissée.
Photo 22 (x2 000) : Sur la surfaced'un quartz, glomérules hémisphériquesferrugineux plus ou moins jointifstendant à former une cloison. La cloison rejoint la paroi d'un vide différencié en goethite fibreuse.
Photo 24 (x750) : Goethite fibreuse ennombreuses couches concentriques superposées, constituant des rubanements.
- l'épaississement de ce lisepé et à l'apparition d'un rubanement à structupe fibpeuse perpendiculaire à la paroi du vide. Cerubanement a une transition plus brutale avec le plasma argiloferrugineux noir isotique encaissant. Il est nettement anisotrope(extinction ondulique) et présente soit une coloration rouge vif enL.P.A., blanche en L.R., soit jaune orangé à jaune vif en L.P.A.,gris clair en L.R •• Au M.E.B., ces rubanements sont constitués defibres jointives à section rhomboédrique délimitant vers le vide,et comme dans le cas précédent, une surface mamelonnée finement grumeleuse (cf. photo 23).
- la supepposition de rubanements à structure fibreuse trèsnette et à extinction ondulique (cf. fig. 39, cf. photo 24). Du plasmaargilo-ferrugineux noir isotique vers le vide, ces rubanements ontsoit une coloration rouge puis jaune, soit uniformément jaune en L.P.A.
Ainsi, on constate l'apparition progressive:
- d'une anisotropie, puis d'une structure fibreuse, de plusen plus nette à partir du plasma argilo-ferrugineux noir isotiquei
- de deux types de coloration qui permettent de distinguerun plasma rouge ondulique et un plasma jaune ondulique.
La distribution relative de ces deux plasmas (rouge et jauneonduliques)et leur filiation directe avec le plasma argilo-ferrugineuxnoir isotique montrent qu'ils sont issus de la tpansfopmation supplace de ce dernier et que l'individualisation du plasma rouge ondulique est antépieupe à celle du plasma jaune ondulique. Les observations au M.E.B. montrent également des crisallisations géodiques degoethite alumineuse directement sur la surface de quartz : dans cecas, il y a évidemment transfert, mais celui-ci a pu se produire surde très courtes distances (à l'échelle d'un pore alvéolaire). Cescristallisations peuvent même matérialiser les étapes successives dedissolution de ces quartz (cf. photo 21).
Des micpoanalysesponctuelles ont été réalisées sur troistransects orientés dans le sens des transformations précitées (cf.fig. 39).
Les résultats du transect l (cf. fig. 39) montrent que lepassage du plasma argilo-ferrugineux noir isotique au plasma rougeondulique (L.P.A.) se fait avec une baisse impoptante des teneups ensilice et en aluminium et inversement avec un accpoissement pelatifdes teneurs en fer. La silice et l'alumine suivent sensiblement lesmêmes variations et sont présents en très faible quantité dans leplasma rouge ondulique (1,5% de Si02 , 3% d'A1
20
3).
Ainsi, la transformation du plasma argilo-ferrugineux noirisotique s'accompagne d'une exportation presque totale de la silice,partielle de l'alumine et du maintien du fer. Il y aurait alors dissolution de la kaolinite et de l'hématite puis recristallisation dela totalité du fer et d'une faible quantité d'alumine sous forme degoethite alumineuse (pour le transect l, le taux de substitution enA100H calculé de cette goethite alumineuse serait de l'ordre de 6%).
- 86 -
•40
60
20
Fee %80
PLASMA JAUNE ONOULIQUE
~PLASMA ROUGE ONOULIQUEPLASMA NOIR ISOTIQUE
TRAN5ECT l[eO 1
...~~
:: ':.::
10
30
20
FIG. 39 INDIVIDUALISATION ET DÉVELOPPEMENT DE DEUX PLASMAS DE TRANSFORMATION, FERRUGINEUX ANISOTROPES (ROUGE ET JAUNE ONDULIQUES) ,GOETHITIQUES, VARIABLEMENT SUBSTITUÉS EN ALUMINIUM
D'après les résultats des transects II et III (cf. fig. 39),on constate que
- les teneurs en silice et en alumine sont toujours trèsfaibles dans le plasma jaune ondulique adjacent au vide central(1% de Si02, 3 à 4% d'AI203). La goethite alumineuse de ce plasma estdonc toujours faiblement substituée en AIOOH (taux de substitution del'ordre de 6%) .
- ces teneurs sont variables dans le plasma rouge onduliqueencaissant au plasma argilo-ferrugineux isotique. Ainsi pour le transect II, la teneur peut être relativement élevée en alumine et trèsfaible en silice (cas de deux microanalyses). Le plasma rouge ondulique peut de ce fait contenir de la goethite alumineuse plus fortementsubstituée (jusqu'à 15% de taux de substitution).
- ces teneurs sont elles-mêmes variables dans le plasmaargilo-ferrugineux noir isotique. Toutefois, on note que la siliceet l'alumine suivent toujours les mêmes variations. Ce plasma se caractérise donc par une distribution hétérogène de la kaolinite.
- 87 -
Des descriptions micro, ultramicroscopiques et des donnéesmicrogéochimiques, on retiendra donc que :
- les plasmas rouges onduliques, puis jaunes onduliques(L.P.A.), sont issus de la transformation sur place du plasma argiloferrugineux noir isotique (L.P.A.) par dissolution de la kaoZiniteet de l'hématite, puis par rearistallisation de goethite alumineuse;
- le bilan de la transformation minéralogique est négatifpuisqu'il y a perte presque totale de la silice et partielle de l'alumine. Ces pertes peuvent correspondre à la création et au développement d'une miaroporosité au sein même du plasma argilo-ferrugineuxisotique (J.P. MULLER et al., à paraitre).
- le taux de substitution en A100H de la goethite alumineuse décroit vers le vide. Dans ce sens, cette baisse du taux desubstitution peut être reliée à une meilleur cristallinité de lagoethite alumineuse (structure fibreuse plus affirmée) .
- ces taux de substitution restent très inférieurs à ceuxestimés sur échantillons globaux par la diffractométrie de rayons X.(20% de taux de substitution globalement). Il est alors probable quetoutes les plages rouge foncé, faiblement anisotropes en L.P.A.,blanches en L.R., du plasma argilo-ferrugineux isotique contiennentelles-mêmes de la goethite alumineuse fortement substituée en A100Het de ce fait à faible cristallinité (à relier à l'anisotropie faible) .Il est à préciser, également, que les techniques d'étude qui ont per-
y mis le calcul du taux de substitution de la goethite alumineuse sonttrès différentes et qu'elles ne correspondent pas àtt5échantillonagesanalogues (mesure ponctuelle sur échantillon en place pour la microsonde, mesure globale sur échantillon perturbé pour la diffractométriede rayons X) •
Au M.E.B., des cristaux de gibbsite orientés vers le vides'observent en discontinùité sur les parois de certaines cavités,cloisons ou protubérances ferrugineuses (cf. photos 26 et 27) qui correspondent à la limite externe de quartz fissuré, actuellement dissousou en cours de dissolution. Ces cristaux de gibbsite peuvent être également inclus ou en revêtement sur le plasma ferrugineux encaissantqui présente, alors, un faciès finement grumeleux et mamelonné (cf.photo 25).
Au microscope optique, les cristaux de gibbsite sont accolésau plasma rouge ondulique, lui-même relayé par le plasma argilo-ferrugineux noir isotique. D'après la microanalyse, les deux derniers plasmasont des compositions chimiques (cf. fig. 40), sensiblement identiquesà celles étudiées dans le paragraphe précédent (cf. fig. 39).
PLANCHE VII
Photo 25 (xl 500) : Chapelet de gibbsite (Gi) sur une cloison ferrugineuseà aspect grumeleux et mamelonné (Fe).
Photo 27 (x3 500) : Juxtaposition decloisons gibbsitiques (Gi) discontinues et de fines cloisons ferrugineuses (Fe).
Photo 26 (x2 000) Cristaux de gibbsite (Gi) de part et d'autre d'unecloison ferrugineuse (Fe) interneau quartz (Q).
Photo 28 (xl 000) cloison gibbsitique(Gi) contigüe à un quartz (Q). Cristauxdisposés suivant deux couches et orientés vers le vide central.
- 89 -
20
60
Ox des %BD
FeOJi'
1
1
11
1
1
1 1 .'/
l' 1/., ~
1r::'" 0
1
AI 20 1~/11
• Il
Il
1
~"S:~ PLASMA ROUGE ONOUUQUE
lm PLASMA NOIR ISOllQUE
cg GIBBSITE
FIG. 40 INDIVIDUALISATION D'UN PLASMA DE TRANSFORMATION GIBBSITIQUE
Ainsi, la t~ansformation du plasma a~gilo-fe~rugineuxnoirisotique se fait ici avec une ~ec~istallisation sur place de goethitealumineuse, puis de gibbsite. Il y aurait donc à partir du plasmaargilo-ferrugineux noir isotique :
- dissolution de la kaolinite et de l'hématite;
- exportation de la totalité de la silice;
- cristallisation du fer et d'une partie de l'alumine sousforme de goethite alumineuse;
=t:_r~
- cristallisation de l'autre partie de l'alumibe sous formen.e aibbsite.
Les mécanismes géochimiques sont identiquEs à ceux étudiésdans le paragraphe précédent. La seule différence réside dans ce quel'alumine issue de la dissolution de la kaolinite ~este su~ place et
cristallise.
Au M.E.B., certaines cloisons issues de la dissolution dequartz fissurés sont constituées exclusivement de gibbsite (cf. photo28). Dans ces cas très particuliers, il y a donc eu exportation totalede la silice, mais aussi du fer.
C) LES VARIATIONS GËOCHIMIQUES GLOBALES DES GLËBULES DE LASÉQUENCE LITHORELICTUELLE A FACIÈS SCHISTEUX ET DE LEURSFONDS MATRICIELS INTERGLËBULAIRES
Les résultats des analyses triacides permettent de suivre,d'une maniére plus globale, les variations géochimiques des glébulesde la séquence lithorelictuelle à faciès schisteux et de leurs fonds
- 90 -
matriciels interglébulaires. Ces analyses triacides ont été effectuéessur trois échantillons prélevés successivement (de bas en haut), dansl'allotérite schisteuse rouge, l'horizon pédoturbé jaune et l'horizonnodulaire (profil FE). Examinés dans cet ordre , les résultats de cesanalyses (cf. Tableau VII) font apparaître:
- pour les formations glébulaires :
• une baisse du taux de résidu (essentiellement quartzeux)et un accroissement relatif des teneurs en éléments combinés (Si02,A1203' Fe203)i
• un accroissement plus marqué de la teneurrapport à Si02 et à Al203i
une baisse du rapport Si02/A1203i
- pour les fonds matriciels interglébulaires
en Fe203 par
• un accroissement du taux de résidu (baisse relative desteneurs en éléments combinés), très marqué entre l'allotérite schisteuse rouge et l'horizon pédoturbé jaunei
· un rapport Si02/Al203 sensiblement constant.
Fond matriciel ,1 Glébule Fond matric~el , 1 Glébuleinterglébulaire interglébulaire
Horizon Ro!sidu Si02-A1203
(Fe20
3) (SiO/A1
20
3)
Horizon 57 13 14,8-12,5 19,6-17,2nodulaire (6,4) (39,0) (l,18) (1,14 )
Horizon pédoturbo! 60 23 14,6-12,0 18,7-16,2jaune â nodules (6,3) (31,7) (l,22) (1,15)lithorelictuels
Allotérite schisteuse 38 37 22,8-19,0 15,5-12,6rouge â lithoreliques (8,7) (27,7) (l,2O) (l,23)
TABLEAU VII GÉOCHIMIE DES GLÉBULES DE LA SÉQUENCE LITHORELICTUELLEA FACIÈS SCHISTEUX ET DES FONDS MATRICIELS INTERGLÉBULAlRES
La confrontation de ces données à celles déduites des observations pétrographiques et des microanalyses ponctuelles permet derelier :
- pour les formations glébulaires :
• la baisse du taux de résidu à la dissolution des quartz;
- 91 -
. l'accroissement du rapport Fe20
3/A1
20
3+ Si0
2à l'accumu
lation relative du fer;
. la baisse du rapport Si02/A1203 à la diminution de laproportion de kaolinite et à l'accroissement de la proportion degoethite alumineuse et de gibbsite.
- pour les fonds matriciels interglébulaires :
l'accroissement du taux de résidu, soit à l'accumulationrelative du squelette quartzeux, par destruction des argiles del'horizon pédoturbé jaune, soit plus probablement à une dissolutiondes quartz, plus marquée dans l'allotérite schisteuse rouge que dansl'horizon pédoturbé jaune sus-jacent.
la constance du rapport Si02/A1203 à la stabilité de lakaolinite.
D) CONCLUSION LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES DESGLÉBULES DE LA SÉQUENCE LITHORELICTUELLE A FACIÈSSCHISTEUX (LITHORELIQ.UE-NODULE LITHORELICTUEL-NODULE)
Les transformations minéralogiques mises en évidence enprofondeur dans les lithoreliques de l'allotérite schisteuse rouge(cf. Chapitre III), se développent dans les nodules à faciès schisteux, localisés à proximité de la surface du sol.
Ainsi, la concentration centripète du fer dans les glébules de la séquence lithorelictuelle à faciès schisteux, en s'accentuant du bas vers le haut, favorise successivement
- la dissolution du quartz;
- l'épigénie par le fer du cristalli-plasma kaolinitiqueissu de l'altération des muscovites et l'accumulation relative d'unplasma argilo-ferrugineux isotique à hématite et à kaolinite;
- la dissolution de ce plasma argilo-ferrugineux;
- les cristallisations géodiques ultimes de goethite alumineuse et de gibbsite.
La dissolution très localisée du plasma argilo-ferrugineuxlibère Si, Al, Fe. La mobilité relative de ces trois éléments estforte pour la silice~ variable pour l'alumine~ très faible pour lefer qui reste SlIr place. La silice est exportée hors des micro-systèmes de transformation. L'alumine peut être partiellement exportée ourester sur place. Dans le premier cas, il y a cristallisation de goethite alumineuse dont le taux de substitution est fonction des apportsinitiaux (alumine de la kaolinite qui est présente en plus ou moinsgrande proportion dans le plasma argilo-ferrugineux) mais aussi desexportations en alumine. Dans le deuxième cas, il y a cristallisationde gibbsite.
- 92 -
LES HORIZONS HUMIFERES
Ces horizons peu épais (20 cm), à granulométrie sabloargileuse, ont des teintes plus foncées dues à la présence de matière organique. De haut en bas, l'horizon humifère s.s, brunfoncé (27,5)°1
00de carbone, 1,5°1
00d'azote) passe à un horizon
de pénétration humifère brun verdâtre (15,2 %0 de carbone, 0,7 %
0
d'azote). Par rapport aux matériaux meubles jaunes sous-jacents,ces deux horizons se distinguent également au microscope optiquepar :
- un accroissement relatif de la proportion de quartzet de minéraux lourds;
- une baisse relative du plasma kaolinitique à chargeorganique variable;
- un accroissement de la porosité d'assemblage mais aussipar l'apparition et le développement d'une porosité d'origine biologique.
Les grains du squelette, abondants, essentiellementquartzeux, ont des contours émoussés. Les quartz sont juxtaposésà une assez forte proportion de minéraux lourds (principalement detourmaline). Par rapport aux horizons sous-jacents, l'accumulationrelative des grains du squelette serait assurée, soit par l'activitébiologique qui amène préférentiellement à la surface les particulesfines du sol, soit par déstabilisation de la kaolinite et exportation des éléments dissoua.
Le plasma, peu abondant, est inégalement réparti. Il estkaolinitique et contient de faibles quantités de fer (2% exprimés enFe203). La charge organique lui donne un aspect granuleux et masquepartiellement son type d'extinction en L.P.A. (argilasépique à plages isotiques, ces dernières deviennent majoritaires dans l'horizonhumifères s.s.).
Squelette et plasma définissent un assemblage aggloméroplasmique. Dans ce fond matriciel, la porosité d'assemblage (interstitielle) et biologique (vacuolaire < 5 mm) s'accroit à proximitéde la surface du sol. Certaines vacuoles d'origine biologique peuvent contenir un dépôt lâche à base de microquartz subanguleux.
- 93 -
CONCLUSIDrJS SUR L'ALTÉRATION ET LA DIFFÉRENCIATION DAt~S
LE DOMAINE DU HAUT DE VERSA~T
A l'amont du haut de versant (cf. fig. 35), l'altérationet la différenciation verticale définissent donc quatre ensemblesconstitués de bas en haut par: l'allotérite schisteuse rouge àalignements lihtorelictuels discontinus, l'horizon pédoturbé jauneà nodules lithorelictuels, l'horizon nodulaire ferrugineux, leshorizons humifères.
Bien qu'il manque le passage du schiste sain à l'altérite,il est possible, d'après l'analyse de l'allotérite schisteuse rouge,d'établir la succession des transformations suivantes:
- kaolinitisation des muscovites et dissolution des quartz.Cette altération se serait effectuée à des intensités variables dansles différents alignements subverticaux du schiste;
- apport et concentration du fer dans les alignements subverticaux les plus grossiers et individualisation d'alignements lithorelictuels indurés;
- pédoturbation intense des matériaux meubles assimilables,de ce fait, à un fond matriciel interglébulaire.
Ainsi, dans la zone d'altération, la kaolinitisation estantérieure à la ferruginisation qui est elle-même antérieure à lapédoturbation. Ce domaine se caractérise également par des accumulations absolues de fer sous forme d'hématite. Le fer, très peu abondant dans les minéraux parentaux du schiste, serait issu, de ce fait,des transformations minéralogiques ayant affecté la zone de différenciation située au-dessus de la zone d'altération.
La partie super1eure de l'allotérite schisteuse rouge sedifférencie en un horizon pédoturbé jaune qui conserve très localement certaines directions lithologiques (alignement discontinu denodules lithorelictuels). Bien qu'il y ait de bas en haut infléchissement des alignements lithorelictuels vers l'axe de drainage, l'allotérite schisteuse rouge et l'horizon pédoturbé jaune peuvent êtreconsidérés en filiation et sensiblement en place.
L'horizon de concentration nodulaire est, par ses nodules,en filiation minéralogique avec les lithoreliques de l'allotériteschisteuse rouge mais il n'est plus en filiation structurale (pertedes directions lithologiques du schiste) •
- 94 -
Enfin, les horizons humifères peu épais, dépourvus d'organisations lithorelictuelles sont appauvris et rajeunis par l'érosiondes sols du haut de versant.
On constate ainsi dans les différenciations, situées audessus de l'allotérite, une double évolution parallèle entre lesformations glébulaires (lithoreliques, nodules lithorelictuels, nodules) et leurs fonds matriciels interglébulaires (ma~riaux meubles) .De bas en haut, la première est ferruginisante, la seconde déferruginisante.
Dans la séquence glébulaire, la concentration du fer favorise la dissolution des quartz, d'une partie de la kaolinite et del'hématite. Il y a recristallisation ultime de goethite alumineuseet de gibbsite.
Dans la séquence des fonds matriciels interglébulaires,l'acquisition d'une coloration jaune se fait avec une diminutionglobale des teneurs en fer et une goethitisation de l'hématite.Parallèlement, il y a accentuation des mécanismes de pédoturbationet kaolinitisation des muscovites qui nourrit sur place un plasmad'altération. La kaolinitisation des muscovites libère, en mêmetemps que la silice, de l'alumine. Une partie de l'alumine pourraitse recombiner avec le fer lors de la goethitisation de l'hématitesous forme de soluticn solide mixte (goethite alumineuse) •
La double évolution parallèle entre les formations glébulaires et leurs fonds matriciels interglébulaires aboutit ainsi à :
- une accumulation relative du fer par concentration centripète de cet élément et désilicification des glébules;
- une accumulation relative de kaolinite dans les fondsmatricie~interglébulairespar perte du fer et altération sur placedes muscovites.
Elle met également en évidence l'intervention de deux mécanismes géochimiques distincts et opposés
- le premier mécanisme est ferruginisant, il dissout lequartz et la kaolinite et il garantit la stabilité des oxy-hydroxydesde fer et/ou d'alumine;
- le deuxième mécanisme est déferruginisant, il permet lanéoformation de la kaolinite et garantit sa stabilité.
Enfin, dans la zone de différenciation, au-dessus de l'allotérite, l'absence d'accumulations absolues montre que le bilangéochimique des transformations minérales est totalement négatif.Les pertes de matière entrainent :
- un enfoncement des horizons supérieurs dans l'allotérite et un abaissement de la surface topographique ;
- une accumulation relative dans les horizons supérieursdes résidus de toutes les transformations qui ont affecté cettecouverture pédologique.
CHAPITRE V :
LES TRANSFORMATIONS DANS LA PARTIE~
SOMMITALE DE LA TOPOSEQUENCE
- 97 -
De nouve~~es o~ganisations sont observées dans la partie sommitale de la toposéquence. Elles présentent un développement croissantvers l'amont. A l'inverse des organisations des sols du haut de versant,leurs limites sont i~~éguliè~es (ondulations dans les nouvelles différenciations, incurvatiornde celles-ci sous les dépressions circulairesde surface) et pa~fois discontinues ("cuvettes internes" d'échellemétrique situées de part et d'autre de la limite supérieure de l'ensemble d'altération) .
SYSTÈME DE TRANSFORMATION
SUPÉRIEUR
EnSembJe..~··~~~~~glébulaire
Ensembled'altératio~
S,SchisteP: Pegmatite
Hori zon pédoturbé jaunè
""----
SYSTÈME DE TRANSFORMATION
INFÉRIEUR
FIG. 41 LES LIMITES DES NOUVELLES ORGANISATIONS DANS LA PARTIESOMMITALE, ET LA LOCALISATION DES DEUX SYSTÈMES DETRANSFORMATION
Ces nouvelles organisations ~ecoupent laté~a~ement des diffé~enciations et des alté~ations identiques à cel~es des sols de l'amontdu haut de ve~sant, ce qui montre qu'elles se surimposent par transformation à ces dernières. Elles sont sépa~ées pa~ une partie reliquede l'ho~izon pédotu~bé jaune du versant. Cette séparation permet dedis tinguer :
- un système de t~ansformation supé~ie~;
- un système de t~ansformation infé~ieu~.
- 98 -
LE SYSTÈME DE TRANSFORMATION SUPÉRIEUR
Du versant vers le sommet, les nouvelles différenciationsaffectent d'abord les glébules puis les fonds matriciels.
Dans le versant, les nodules de l'ensemble glébulaire passent latéralement à des nodules à cortex discontinu puis continu (concrétions) dans le sommet (cf. fig. 42). Aussi, le développement systématique vers l'amont d'un cortex qui se forme à la périphérie desnoduZes montre que la nodulation est relayée par le concrétionnement.
1 Horizonsl
1 Glébules i 0 Concrétion• Nodule
"'P-~~oturb~" 'l...... Jaune -------------
..... Humifè~~~·.L~·~IITnmnIDlJJmT
Jaune vif argilo·limono·sableul
Jaune limonoargilo-sableul
JlUne psle verdâtresablo·argileul
FIG. 42 SCHÉMA 110NTRANT LE PASSAGE PROGRESSIF (DE L' AVI'J.... VERS L'AMONT)DES NODULES AUX CONCRÉTIONS ET LA SURIMPOSITION DES DEUXFONDS ~~TRICIELS DANS LA PARTIE SOMMITALE DE LA TOPOS8QUENCE
Dans la partie superleure des sols et à l'amont de la rupturede haut de versant, deux nouveaux fonds matriciels sont observés. Ils'agit d'un fond matriciel jaune pâle verdâtre sablo-argileux sus-jacent à un deuxième fond matriciel jaune vif argilo-limono-sableux.En se développant, ces deux fonds matriciels recoupent l'ensemble glébulaire et se surimposent par transformation au fond matriciel pédoturbéjaune (exclusif dans les sols du versant). A l'amont de la toposéquence,la limite commune de ces deux fondsmatriciéls se stabilise dans la partiemédiane de l'horizon concrétionné (cf.fig. 42). La limite inférieure decet horizon coinci.de avec le plancher de la nappe perchée observée ensaison pluvieuse.
Nous verrons qu'une troisième transformation' correspondant àl'accrétion externe des glébules se développe dans le fond matricieljaune vif argilo-limono-sableux.
- 99 -
Ainsi, du versant vers le sommet, les trois principalestransformations, classées dans leur ordre d'apparition, correspondentsuccessivement à
- la cortification des nodules;
la différenciation de deux fonds matriciels à partirdu fond matriciel pédoturbé jaune;
- l'accrétion externe des glébules.
c'est dans cet ordre qu'elles seront présentées.
A) LA CORTIFICATION DES ~'.ODULES
La cortification, parfois discontinue (nodule à cortex)dans l'horizon nodulaire des sols de versant, est systématiquementcontinue (concrétion) dans l'horizon concrétionné des sols du sommet.Lorsqu'elle est continue, le nodule, qualifié de nucleus, est isolédu fond matriciel interglébulaire. Les organisations du nucleus, leplus souvent lithorelictuelles (faciès schisteux, parfois pegmatitique)et dans certains cas à structure pédoturbée conservée, témoignent del'autochtonie des concrétions dans le sommet. Le faciès lithorelictuelschisteux, le plus fréquent, est, nous l'avons vu (cf. p. 58), caractérisé par trois types de plasma :
- un cristalli-plasma kaolinitique, issu de l'altérationdes muscovites, plus ou moins épigénisé par le fer;
- un plasma argilo-ferrugineux noir isotique à kaoliniteet à hématite;
- un plasma anisotrope à goethite alumineuse (rouge à jauneen L.P.A.) et à gibbsite (blanc en L.P.A.).
Les cortex se distinguent des nucleus et des fonds matricielsinterglébulaires par une très faible proportion de quartz de petitetaille et par un plasma dense, jaune ocre en L.P.N.A., présentant desorientations concentriques très nettes (alternances de couches jaunes,jaune orangé, rouge pâle en L.P.A.) et une faible anisotropie (extinction ponctuée curviligne). Le plasma est ferrugineux ou plus exactement alumino-ferrugineux puisqu'il contient essentiellement de lagoethite alumineuse (cf. Tableau VIII; le taux de substitution enA100H serait de 15% d'après la diffractométrie de rayons X effectuéesur trois fragments de cortex). Les proportions de kaolinite et degibbsi~e sont faibles, mais variables d'un cortex à l'autre.
Dans les cortex, des phases anisotropes, plus ou moinsabondantes, de goethite alumineuse à faciès fibreuz ou de gibbsitesont observées. Ces phases anisotr~pes sont toujours en relation avecla paroi de vides (vides planaires, cavités de dissolution des quartz)et corresponde.nt,. de ce fait, à des cristallisations géodiques. Ellessont également en contact direct avec le plasma alumino-ferrugineux ducortex avec lequel elles constituent une paragénèse.
Gi : Gibbsi teK : Kaolini teH.: Hérnati te
- 100 -
Cristallisation en relationavec la paroi de :
vides cavités deplanaires dissolution
des quartzG
alo : c-oethite
alumineuse
Cortex
Nucleus
TABLEAU VIn
2ème serJ.e de
1-
C3~a_II------~-------(3~i--~ iParagénèsesl~ ~
1 1
G' 011 - - - - - - - - - - - - - - - "'G' "
"' K 1ère série de(1;1\) 1 :------~ Tparagénèses
: :: 1 La taille des lettres estG.:'I He K proportionnelle à l'inten-\10r.) sité du pic principal de
chacun des constituants
DONNÉES MINÉRALOGIQUES (R.X.) DES NUCLEUS ET DES :ORTEX,COMPLÉTÉES PAR CERTAINES OBSERVATIONS PÉTROGRAPHIQUES ETSTÉRÉOSCOPIQUES (M.E.B.)
Nous allons montrer que la cortification des nucleus (ou desnodules lorsque le cortex est discontinu) comprend deux séries de paragénèses
- la première s'effectue à la transition entre le nucleus etle cortex;
- la deuxième est localisée dans le cortex.
1) b~~D~1~§~_9~§_!r~D§fQr~~!iQD§_~D!r~__ 1~_D~~1~~§_~!le cortex
La transition entre le nucleus et le cortex est souvent assurée par un mince liseré ou plasma rouge à jaune vif à extinction ondulique plus ou moins affirmée (L.P.A.). Ce liseré périnucléaire (BOULANGE,1983) ondulique conserve les organisations structurales du nucleus. Lesmodifications structurales s'observent du liseré périnucléaire vers lecortex puisqu'il y a apparition d'une zonation concentrique, avec perted'anisotropie (microscopie optique), et forte diminution de la porositéplasmique (observations au M.E.B.). La porosité totale de 22% dans lenucleus n'est plus que de 9% dans le cortex (mesures faites au voluménomètre à mercure) .
Dans le cortex, certaines parties, reliques du nucleus (squelette et/ou plasma), peuvent être observées. Il s'agit:
- du cristalli-plasma kaolinitique intimement associé à lamuscovite mais aussi de fragments de quartz à extinction commune (L.P.A.)qui se situent de part et d'autre de la transition entre le nucleus etle cortex (cf. fig. 43). Dans le cortex, le cristalli-plasma kaolinitiqueet la muscovite sont alors épigénisés par la goethite alumineuse (cf.p.106, photos29 et 30).
- 101 -
- d'écailles ou de minces liserés noirs isotiques, reliésau nucleus ou isolés dans le cortex et parallèles à la zonation dece dernier (cf. fig. 43)
! O.5mr;n
cortex
Ecaille n'oire
isotique isoleedu nucleus sous·jacent
Quartz à .cheval"
sur la transition(les numéros
indiquent Iesgra'à mëme extinction .... , , .',' .en L. P. A.) . :. ..
2':.'~~S~~tNucleus: quartz figés dans un!il!! plasma noir isotique
FIG. 43 TRANSITION ENTRE LE CORTEX ET LE NUCLEUS
Ces distributions relatives du squelette et des plasmas montrent que le cortex se forme au détriment du nucleus. Cette évolutioncorticale par concentration centripète du fer produit une légère diminution du volume glébulaire (nette densification plasmique). Elle aété avancée ou démontrée par LACROIX (1964), DU PREEZ (1954), ALEXANDERet CADY (1962), JONES (1955, 1958 in 1965), FRANKEL et BAYLESS (1966),GAVAUD (1970), NAHON et DEMOULIN (1971), NAHON (1970, 1976), D. MULLER(1979), BOULANGE (1983).
Des analyses ponctuelles ont été réalisées à la microsondesur trois transects orientés perpendiculairement à la transition nucleuscortex (cf. fig. 44).
AI203 TRAN5ECT Al ib03 TRAN5ECT Il TRAN5fCT IIIS'02
F ° S' 2
40 Il 80 40 BD
IlIl
30 ,,1 60 3 FeO 60
.".-" ~ 1 ~
1 _...._-- !J\ ,.,20 \1 40 2 jf -'1 \
/ 40
1\1 AI 203 1 'J'
\ .. 1
Si02. ,1 t
201
2010 .' . li\...._ ,1'li...... \,'. 1:..('....................... 1.....
l' ' ......... . ...............J1 .......
0 0 0 0
lillIllru Corte x
~I,I,,:,~. Liseré périnuclaire!,I.I,.,I: Nucleus
FIG. 44 TRANSITION ENTRE LE NUCLEUS ET LE CORTEX. MICROANALYSES
- 102 -
Les résultats montrent que
- les teneurs en silice et en alumine, sensiblement équivalentes, suivent des variations inverses à celles du fer dans le nucleus(présence de kaolinite en proportion variable) ;
- les teneurs en silice et en alumine ne suivent plus systématiquement les mêmes variations dans le liseré périnucléaire et le cortex.Elles sont faibles pour la silice, à l'inverse fortes pour l'alumine etsensiblement équivalentes à la moitié des teneurs en fer. Les teneursélevées en alumine et faibles en silice supposent la présence de goethite alumineuse fortement substituée en AlOOH (taux de substitutionplus élevé que celui déterminé par la diffractométrie de rayons X.)et aussi de gibbsite cryptocristalline (plasma alumino-ferrugineux àaspect massif au M.E.B.) .
. Les résultats d'analyses triacides (cf. Tableau IX) réalisées sur des fragments de concrétions (nucleus ou cortex) font apparaître, du nucleus vers le cortex
- une baisse importante du taux de résidu ,constitué essentiellement de quartz;
- une forte diminution du rapport Si02/A1203 résultant d'unenrichissement en alumine et d'un appauvrissement en silice;
- une accumulation relative du fer.
Résidu SiQ2-A1203
(Fe2
03
) (Si02
/A12
03
)
Cortex6 5,2-18,5
(52,5) (0,28)
Nucleus23 7,4-10,4
(48,5) (0,71)
TABLEAU IX RÉSULTATS D'ANALYSES TRICACIDES DE NUCLEUS ET DE CORTEX
Dans le cadre de l'évolution centripète du cortex, ondéduira que
- les transformations minéralogiques sont importantes dansle liseré périnucléaire. En effet, il y a dissolution partielle outotale des différents plasmas de la périphérie du nucleus, exportation
- 103 -
de la majeure partie de la silice, redistribution homogène de l'alumineet du fer le long du liseré périnucléaire, puis recristallisation sousforme de goethite alumineuse;
- les transformations structurales sont postérieures auxtransformations minéralogiques puisqu'elles s'observent entre le liserépérinucléaire et le cortex.
Dans lescortex, deux types de cristallisations géodiquess'observent
- soit par transformation des minces liserés noirs isotiques(L.P.A.), parallèles à la zonation des cortex, qui sont des écaillesreliques du nucleus;
soit en relation avec la paroi des cavités de dissolutiondes quartz.
Ces cristallisations sont ainsi postérieurœà l'évolutioncentripète des cortex.
2-1) ~~~_~~i~E~lli~~Ei~~~_~~~9iq~~~_e~~_!~~~~[~~:
~~!i~~_9~~_li~~~~~_~~i~~_i~~Eiq~~~_i~[~_[i~:_~~l
Les cristallisations (cf.fig. 45) sont soit goethitiques(faciès fibreux), soit gibbsitiques. Elles peuvent être discontinueset internes au liseré noir isotique qui est lui-même parallèle à lazonation du cortex. Elles montrent alors qu'elles sont issues de latransformation sur place de ce liseré. Latéralement, elles peuventégalement s'épaissir3 se dédoubler et être à l'origine d'un vide central de type planaire. Cette transformation correspond au début de laseptarisation qui nécessite donc une perte de matière. Au stade ultimede la transformation, le liseré noir isotique a disparu, les cristallisations sont en contact direct avec le cortex et orientées perpendiculairement à la paroi du vide planaire.
la microanalyse (cf. fig. 45) précise que:
- les liserés noirs isotiques (transects l et IV) présententne très faibles teneurs en silice, ce qui les distingue des nucleusdont ils sont issus;
- les cristallisations géodiques de goethite alumineuse àfaciès fibreux se font avec une exportation partielle d'alumine (transect II). Cette exportation d' alumine est d'autant plus marquée que lefaciès fibreux est mieux individualisé (transect III). Au cours de latransformation minéralogique, il y aurait donc une diminution du tauxde substitution de la goethite alumineuse (de 12 à 0,5 % de molesd'A1OOH) par exportation progressive de l'alumine. Par ailleurs, cescristallisations s'observent dans des cortex dont les teneurs en alumine sont sensiblement égales à la moitié des teneurs en fer et lesteneurs en silice négligeables.
- 104 -
- les cristallisations géodiques de gibbsite nécessitentune exportation totale du fer (transects V et VI). Elles se localisent dans des cortex qui ont des teneurs en alumine sensiblementéquivalentes à celles du fer et égales au double des teneurs en silice. A l'inverse des précédents, ces cortex se caractérisent doncpar une forte proportion de kaolinite.
LISERÉ NOIR ISOTIQUE CORTEX LISERÉ NOIR ISOTIQUE
GOETH ITE FIBREUSE VIOE PlANAIR GIBBSITE
AI603 AI203 AI~3 Al203Si 2 TRANSECT FeO Si02 TRANSECT III FeO Si02 TRANSECT VI FeO 5'02 TRANSECT IV FeO
80 40 80 1 ,80 4 8040 1 40 l, '>l 1
1 li r'" 1 11 Il fi30 1 FeO 60 30 60 30 l'
60 30 1 1 60
" 1 ( :t:1 'I ...FeO1 .- 1 AI203 1
20 Ir 40 20 :1\,1 40 20 )1
40 20 40
~- r ...t"AI203/ '1
1 1 1"l" / ....... 1 AI203 'r:;'1'-
~ '": Si[h1- .... -
20 10 '..0. ,j. ~ ". 2010 20 10 1 20 10 o'j\II,: >\ .•... '.:-/.._... 1Ji02...
1 \/ l , 1 '.'. ~. l'.• ''1.. J Si02l~·. : '.0 ......., 'li ',:1
0 0....•....
0 0 0 0 ...... .,. . '10
40
60
TRANSECT V80
~ ....-rA1203l'
1 ~ 1
1 1 F 01 Le1
11
1 100. 1 1-~~ 11~ ,,-'
10 ""'i':--,! \1'1:<'0. 20I~ 'I.il'" 00.-1 \ r1 \ !! Si02
olmllIIIIIIj)-=-.u~crt 0
20
30
40
40
20
60
80TRANSECT Il
1
1
1
1
1
1 1! ...,l, 1 III '_I~ 1 (11 .~~ 1l Si0 21 l "Iff.olt'
·······,··.....~......,~ ..i 1\ "01Im[{illP~.)Ill1Int0
10
20
30
40
FIG. 45 CRISTALLISATIONS GEODIQUES A PARTIR DES LISERÉS NOIRS ISOTIQUES.MICROANALYSES
Ainsi, la transformation du liseré noir isotique résulted'un départ différentiel d'un des deux éléments (fer, alumine) puisd'une recristallisation sur place de l'élément restant. Ce départ différentiel, favorable à la septarisation des concrétions, dépendraitde la composition minéralogique des cortex.
PlANCHE VIII
Photo 29 (xl 000) : Amas de muscovitesaltérées en kaolinite localisé au niveau de la transition entre nucleus(en bas à droite) et cortex (en haut
à gauche) d'une concrétion.
Photo 31 (x3 500) : Vide central issude la dissolution d'un quartz (Q).Cristallisation goédique de gibbsite(G) en relation avec la paroi de dis-solution du quartz et le plasma alumino-ferrugineux du cortex (C).
Photo 30 (xl0 000) : Détail de laphoto 29 ; épigénie des aluminosilicates par les oxy-hydroxydes defer (plasma ferrugineux entre lesfines lamelles disjointes d'un alumino-silicate) .
Photo 32 (x5 000) : Crystallaria gibbsitique occupant la totalité de lacavité de dissolution d'un quartz.
- 105 -
Dans les cortex à faible teneur en kaolinite, l'aluminemigrerait du liseré noir isotique vers le cortex et participeraità la néoformation d'une goethite alumineuse plus fortement substituée en A1OOH. A l'inverse, dans les cortex à forte teneur en kaolinite, ce serait le fer du liseré noir isotique qui migrerait versle cortex. Il y aurait alors, par dissolution de la kaolinite3 recristallisation du fer et de l'alumine libérée sous forme de goethitealumineuse (cf. fig. 46).
Useri noir Cortex à faible teneur Useré noir Cortex i forte teneurisotique en kaolinite isotique en kaolinite
.-----.... ~,
(Ail do" (fe) G:'(Fel (Ail Cavités de
1 ldissolution
Gi 1 --')0 Gi ? des quartz
G:' K GI --(A1I TKT(AII-€)(Sil (Si)
t t
FIG. 46 SCHÉMA GÉOCHIMIQUE DES TRANSFORMATIONS ULTIMES DANS LES CORTEX
2-2} f!~_~~i~~~lfi~~~i~~~_~1~~iq~!~_!~_~!f~~i~~_~~!~
~~_e~~~i_~!~_~~~i~1~_~!_~i~~~l~~i~~_~!~_q~~~E~
Ces cristallisations géodiques sont gibbsitiques et postérieures à la dissolution des quartz (cf. photo 31). Après disparitioncomplète de quartz, les cristaux de gibbsite ou crystallarias peuventoccuper la totalité de la cavité de dissolution (cf. photo 32). Ainsi,la d~croissance cristalline du quartz peut être couplée à une croissance cristalline de la gibbsite. Cette dernière nécessite alors desapports d'alumine qui ne peuvent provenir que du cortex.
Dans ces cavités de dissolution, la coexistence du quartzet de la gibbsite témoigne d'un milieu fortement désilicifiant.
B DISPARITIDN DU~';". OUARTZ~
~ =:.,;-::.. ,. CRISTALLISATION
DE GIBBSITE
Dlydll
10
20
.0
40
.•......1/l
1....,~I
"'1~•,l',
1l,
AIJD1~1\l'11.0
o.aydll10
Il''::.'' DISSOLUTION DU':.;.::.:: OUARTZ
(i'\~i:: , t 50,. ,
o.UARTZ ADHERENT
AU CORTEI
FIG. 47 CRISTALLISATIONS GtODIQUES APRtS DISSOLUTION DU QUARTZ (SCHÉMAStvOLUTIFS TIRÉS D'EXEMPLES RÉELLEMENT OBSERVÉS AU MICROSCOPEOPTIQUE). MICROANALYSES.
- 107 -
Lorsque les crystallarias gibbsitiques sont très abondants,la microanalyse (cf. fig. 47) précise que les cortex contiennent defortes teneurs en silice et en alumine et donc une grande proportionde kaolinite.Dans ces cortex, il y aurait très probablement dissolution progressive de la kaolinite et néoformation de gibbsite. Cettegibbsite cristalliserait en cristaux de grande taille dans la macroporosité des cortex (cf. fig. 46).
B) LÀ ~1FFÉRENCIATION DE DEUX FONDS MATRICIELS PAR TRANSFORMATION DU FOND MATRICIEL PÊDOTURBÊ JAUNE
Dans le sommet, la nouvelle différenciation du fond matricieljaune vif argilo-limono-sableux sous-jacent au fond matriciel jaunepâle verdâtre sablo-argileux, se surimpose par transformation au fondmatriciel pédoturbé jaune limono-argilo-sableux exclusif dans les solsdu versant.
Ces deux nouveaux fonds matriciels s'individualisent dans lapartie supérieure des sols et atteignent leur développement maximal àl'amont de la toposéquence. A ce niveau, l'horizon concrétionné estsitué de part et d'autre de la limite entre ces deux fonds matriciels(cf. p. 98, fig. 42).
On verra que chacun de ces fonds matriciels est issu de latransformation du fond matriciel qui lui est directement sous-jacent.On les décrira donc comparativement, deux par deux, du bas vers lehaut, dans l'ordre de leur apparition dans le profil.
Par rapport au fond matriciel pédoturbé jaune limono-argilosableux qui lui est sous-jacent et qui a déjà été décrit dans le cadrede l'étude des sols du versant (cf. p.75 : description de l'horizonpédoturbé jaune), ce fond matriciel à assemblage porphyro~quelique
se distingue par :
- une accentuation de la micro fissuration et de la kaolinitisation des muscovites. Ces observations au microscope optique peuvent être reliées à l'augmentation de la fraction granulométriqueargileuse (cf. p. 15, fig. 8).
- un accroissement de la teneur en fer (les plus fortes dela séquence pour les fonds matriciels interglébulaires : 11,5% exprimésen Fe203; cf. p. 14, fig. 7) sous forme de goethite alumineusefortement subtituée en AIOOH (25% d'après la diffractométrie de rayonsX) •
miques(RODE
VIRGO,
- un accroissement important du nombre de séparations plasattribuées à des réorganisations sous des contraintes interneset al., 1960; BREWER, 1964; NETTLETON et al., 1968; DE VOS et1969; BLOKHUIS et al., 1970; BOCQUIER, 1971; BOULET, 1974).
- 108 -
Le plasma kaolinitique présente alors une extinction squel-vo-masépique très affirmée;
- l'apparition de nombreuses plages ou de micronodulesplasmiques (BOULANGE, 1983) jaune ocre onàuliques (cf. fig. 48).
Plasma jaune à nombeuses séparationsplasmiques sq. vo. masepiques
Plages jaune ocre anisotropes (extinctioncontinue et roulante :onduliquel
quartz
fissure
FIG. 48 FOND MATRICIEL JAUNE VIF ARGILO-LIMONO-SABLEUX A PLASMAFORTEMENT ANISOTROPE
Ainsi, le fond matriciel jaune vif correspond à un niveaud'accumulation relative de kaolinite et d'accumulation absolue degoethite alumineuse. L'accumulation absolue de goethite alumineusenécessite des apports de fer et d'alumine.
Les réorientations plasmiques peuvent être attribuées augonflement et au retrait d'un plasma argileux plus abondant, assuréseux-mêmes par les contraintes saisonnières du pédoclimat (dessèchement et engorgement du sol par la nappe perchée temporaire) .
Par rapport au fond matriciel jaune vif argilo-limono-sableuxqui lui est sous-jacent, ce fond. matriciel se distingue par:
- un accroissement relatif de la proportion de quartz. Lesgrains de quartz sont fortement arrondis et présentent parfois descassures récentes lissées ou anciennes spongieuses (cf. photo 33).Leurs surfaces externes, courbes, sont finement burinées, parfois ànombreuses "écailles de desquamation" et localement couvertes d'unepellicule de silice amorphe (au MEB : cf. photo 34; au microscopeoptique: mince liseré discontinu isotrope en L.P.A.).
- une diminution concomitante du plasma argileux. Ce plasma, peu abondant, présente une faible anisotropie (séparations plasmiques peu nettes, domaines argilasépiques à plages isotropes). Ilest kaolinitique et contient de très faibles quantités de gibbsite(R.X.) .
PLANCHE IX
Photo 33 (x66) grain de quartzfortement arrondi du fond matricieljaune pâle verdâtre. Cassure récenteplane lissée (CR). Cassure anciènnespongieuse (CA).
Photo 35 (xl 500) : grain de quartzrond finement buriné inclus dans leplasma alumino-ferrugineux de la périphérie d'un cortex.
Photo 34 (x12 000) : Deux aspects desurface du quartz; à gauche, nombreuses "écailles de desquamation". Adroite, fine pellicule de siliceamorphe en revêtement sur les figuresprécédentes.
photo 36 (x5OO) : liseré péricortical(L P ), à faible densité plasmique,entré· le fond matriciel jaune vif(FM) et le cortex (C).
- 110 -
- une diminution des teneurs en fer (2-3% exprimés enFe203' cf. p. 14, fig. 7). Le fer est présent sous forme de goethitealumineuse à 12% de moles d'A1OOH (R.X.).
- le développement d'un assemblage aggloméro-plasmique à
partir d'un assemblage porphyrosquelique qui résulte d'un accroissement d'une porosité interstitielle (vacuoles, 2 mm, à nombreusesramifications latérales plus fines).
Plasma jaune pâle argilasépique à plages isotropes, quelques separalior
plasmiques peu nettes squel. vosépiques
Vacuole grossière à ramifications latèrales fines
~~~~~~~:;;~~-:_Quartz à surface ederne fortement arrondie
':,- Tourmaline
FIG. 49 FOND MATRICIEL JAUNE PÂLE VERDÂTRE SABLO-ARGILEUX A PLASMAPEU ABONDANT ET FAIBLEMENT ANISOTROPE
Le fond matriciel jaune pâle verdâtre est donc caractérisépar une accumulation relative de quartz due à la dissolution lenteet partielle de la kaolinite et de la goethite alumineuse, puis àl'exportation partielle (Si, Al) ou totale (Fe) des éléments dissous.
Ainsi, la soustraction du fer et de l'alumine dans le fondmatriciel jaune pâle verdâtre doit être reliée à son accumulation sousforme de goethite alumineuse fortement substituée (alumine en excès)dans le fond matriciel jaune vif sous-jacent. Ces deux éléments migreraiènt verticalement puis recristalliseraient.
C) L'ACCRÉTION EXTERNE DES GLÉBULES
Dans le fond matriciel jaune vif argilo-limono-sableux, denombreuses plages (1-3 mm) jaune ocre J à extinction ondulique ouponctuée curviligne (L.P.A.) et à porosité plasmique très faible(M.E.B.), sont observées. Ces plages se localisent:
- soit au sein mëme de ce fond matriciel. Elles peuvent englober quelques quartz ou être exclusivement plasmiques;
- soit en discontinuité à la périphérie des concrétions (cf.fig. 50). Aux échelles macroscopiques, elles délimitent des protubérances jaune ocre fortement adsorbées à la surface externe des concrétions. Ces protubérances peuvent être assimilées à des liserés péricorticaux (BOULANGE, 1983) discontinus;
- 111 -
- soit entre deux gZébuZes suffisamment rapprochés pourse fusionner.
Plasma Jaune squel- vosépique
A LA PÉRIPHERIE D'UNECONCRÉTION, PROTUBÉRANCEJAUNE OCRE
FIG. 50
~~~~~~~~~~r-Fissures periphériques ou internes il la protubérance
~~~~~;&~~~-Protubérance jaune ocre il extinction faible,pOQctuee, curviligne en L.P.A.
~~~~~~~~--Cortex jaune brunâtre
,O,5ml"
Sachant par ailleurs que
- certains quartz localisés à la périphérie des cortex ontun aspect exoscopique (cf. photo 35) qui s'apparente plus à celuides quartz du fond matriciel interglébulaire (rond émoussé finementpiqueté) qu'à celui des quartz du nucleus (anguleux à figures de dissolution en relief et en creux);
- certains fragments de cortex s'observent en inclusiondans des concrétions (cf. fig. 51);
- certaines protubérances ont un cortex qui recouvre lecortex initial de la concrétion (cf. fig. 52);
- les cortex des concrétions à nucleus quartzeux (facièspegmatitique) ne peuvent être issus d'une cortification centripète.
On déduira que les pZages ou les Ziserés péricorticaux jauneocre sont les précurseurs d'une cortification par accrétion externe.Lorsqu'elle s'effectue au sein même du fond matriciel jaune vif, cetteaccrétion aboutit à une deuxième génération de cmlCrétions ("petitsplombs de chasse" ou concrétions millimétriques observées aux échellesmacroscopiques) .
F1agment de cortex
Nucleus il plasma noir isotlque
~FIG'51
~ Cortex
FRAGMENT DE CORTEX EN INCLUSIONDANS UNE CONCRÉTION
- 112 -
FIG. 52 : A LA PÉRIPHÉRIE D'UNE CONCRÉTIONPROTUBÉRANCE AVEC CORTEX
~~--- Cortex de la protubérance
Nucleus a nombreux quartz et aplasma noir isolique
Cortex de la concrétion
Nucleus a plasma noir isolique
~a--- Quartz
;.;.,.,~'it-- Mica situé de part et d· autre de la
transition cortex. nucleus
Cette accrétion externe est rarement avancée dans la bibliographie ( DU PREEZ,1952; BOULANGE, 1983). Ici, elle est développée, enrelation avec la porosité fissurale, dans les pa~ties du fond mat~i
ciel jaune vif pauv~es en squelette qua~tzeux, et à l'inverse, t~ès
limitéedans le fond mat~iciel jaune pâle ve~dât~e. De bas en hautdans l'horizon concrétionné, elle se traduit de ce fait par une augmentation de la taille des concrétions (cf. fig. 53), et participeégalement à l'accumulation ~elative de qua~tz dans le fond mat~iciel
inte~glébulai~e.
REFUS%
40
Concrétion (-lQuartz (+)
30
Profondeur
37 cm
50 cm
62 cm
..•
20
10
~"'/ "'/ ,
/ "'/ "'
: / ""' :> '"... ~.':/
160m m
FIG. 53 GRANULOMÉTRIE DU REFUS (CONCRÉTIONS, QUARTZ) À TROIS NIVEAUXDE PROFONDEUR DANS L'HORIZON CONCRÉTIONNÉ (PROFIL FBD)
Les analyses miné~alogiques et géochimiques ont été effectuées sur des échantillons prélevés à la base de l'horizon concrétionné, zone ou l'accrétion externe est la plus développée et dansle sens des transformations du fond mat~iciel inte~glébulai~e jaunevif ve~s le co~tex.
Des déterminations, obtenues par diffractométrie de rayonsX., montrent une va~iation miné~alogique p~og~essive du fond matriciel interglébulaire jaune vif vers le cortex (cf. Tableau X). Ils'agit d'une accumulation relative de goethite alumineuse reliée àune baisse simultanée de la p~opo~tion de kaolinite.
- 113 -
Fond matricielKinterg l ébulaire jaune G:1
Gi
vif (25X)
liseré G:'pericortical K Gi(15r.)
Cortex G:' K Cil15~)
Gi : Gibbsi teK : Kaolini teG~I: Goethi te alumineuse
(taux de substitution)
La taille des lettres estproportionnelle à l'intensité du pic principal dechacun des constituants.
TABLEAU X VARIATIONS MINÉRALOGIQUES DEPUIS LE FOND MATRICIEL INTERGL~BULAIRE JAUNE VIF JUSQU'AU CORTEX
Des déte~inationsgéoohimiquesponctuelles ont été réaliséessur trois transects (cf. fig. 54).
rrII!JJ Fond matriciel interglëbulaire jaune yif
~
20
40
o
o
60
60
F 080
,350.... ,
TRAN5ECT III
TRAN5ECT
.-.... "...........'
~ -_ ..1\.._....'"'--""""1
1 } \,
Il,•••••_ •.•••......
"'.. jo
20 10
10
30
20
~ 20
F 080
Si02f. .
,feO
Il
Liseré pérlcortical
11
1•.•.••. 1
", l......~.~;:~~1 :~._~
1 \11
m Cortex
10
20
30
FIG. 54 TRANSITION ENTRE LE CORTEX ET LE FOND MATRICIEL INTERGLÉBULAIRE JAUNE VIF. MICROANALYSES
- 114 -
Les résultats de microanalyses précisent que :
- les teneurs en silice et en alumine, sensiblement égalesdans le fond matriciel interglébulaire jaune vif, sont nettement supérieures à celles du fer;
- les variations géochimiques deviennent importantes dèsl'apparition du liseré péricorticaZ; elles s'amplifient lorsqu'on serapproche du cortex. Elles vont dans le sens d'un accroissement desteneurs en fer et d'une baisse des teneurs en silice. Les teneurs enalumine, sensiblement les mêmes dans le fond matriciel intergélbulaire jaune vif et le cortex, sont légèrement plus faibles dans leliseré péricorticali
- les teneurs en silice sont très faibles dans le cortex etcelles en alumine sensiblement égales à la moitié des teneurs en fer.
Des déterminations géochimiques globaZes (analyse triacide,cf. Tableau XI) mettent en évidence des variations importantes entrele fond matriciel interglébulaire jaune vif et le cortex :
- baisse du taux de résidu constitué exclusivement de quartz;
- fort accroissement de la teneur en fer;
- diminution du rapport Si02/A1203 par baisse des teneursen silice et accroissement des teneurs en alumine combinée.
Résidu Si0 2-A1 203(Fe
20
3) (SiO/AI
20
3)
Fond matriciel 60 11 ,8-11,2interglébulaire jaune (7, G) (1,OG)
vif
Cortex6 5,2-18,5
(52,5) (0,28)
TABLEAU XI RÉSULTATS D'ANALYSES TRIACIDES DU FOND MATRICIEL INTERGLÉBULAlRE JAUNE VIF ET DU CORTEX
Ainsi, dans le cadre de l'accrétion externe, c'est l'accumulation absolue du fer qui favorise la dissolution de la kaolinite~
l'exportation de la silice et la recombinaison du fer aVec l'aluminesous forme de goethite alumineuse.
- 115 -
D) CONCLUSION: LES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DU SYSTËME SUPËRIEUR
Par rapport aux sols du haut de versant, de nouvelles organisations apparaissent et se développent dans le sommet. Ces organisations se surimposent par transformations successives à des différenciations, proches de celles des sols du haut de versant, qui ontdû exister antérieurement dans le sommet. Les transformations sontminéralogiques et structurales. Dans la partie supérieure de la couverture pédologique. , elles vont dans le sens d'une dégradation desformations nodulaires et du fond matriciel pédoturbé jaune .
• Les nodules se dégradent à leur périphérie par cortification centripète. En se développant, le cortex isole le nodule ou nucleus du fond matriciel interglébulaire. Les transformations minéralogiques se réalisent au niveau du liseré périnucléaire avec dissolutionprogressive des différents plasmas du nucleus et en particulier duplasma argilo-ferrugineux noir isotique, à kaolinite et à hématite,puis recristallisation de goethite alumineuse. Il y a, de ce fait,désilicification et accumulation relative de goethite alumineuse.Les transformations structurales se font entre le liseré périnucléaire et le cortex avec perte des organisations lithorelictuelles oudes structures pédoturbées conservées et apparition de nouvellesstructures concentriques. Les exportations de silice et la densification plasmique dans le cortex produisent une diminution du volumeglébulaire.
Par ailleurs, suivant la proportion relative de fer etd'alumino-silicates (muscovite, kaolinite) dans le nucleus, les transformations minéralogiques sont soit partielles, soit totales dans leliseré périnucléaire. Dans les nucleus à teneur relativement faibleen fer, la dissolution des alumino-silicates est partielle dans leliseré périnucléaire. Dans le cortex, il y a alors poursuite de ladissolution des alumino-silicates et des quartz avec néoformationde crystallarias gibbsitiques. Inversement,dans les nucleus à teneurrelativement élevée en fer, la dissolution des alumino-silicates estpratiquement totale dans le liseré périnucléaire. Dans le cortex etpar redistribution de l'alumine, il y a dans ce dernier cas cristallisation géodique de goethite fibreuse faiblement substituée enA100H et probablement néoformation de goethite alumineuse cryptocristalline qui est à l'opposé, plus fortement substituée en A100H. Cestransformations minéralogiques ultimes dans le cortex sont en relationavec le début de septarisation des concrétions .
• La transformation du fond matriciel pédoturbé jaune aboutit à l'individualisation d'un fond matriciel jaune pâle verdâtresablo-argileux sus-jacent à un fond matriciel jaune vif argilo-limonosableux. Le fond matriciel jaune pâle verdâtre définit un niveaud'accumulation relative de quartz par dissolution lente et progressivedu plasma à kaolinite et à goethite alumineuse. Al'inverse, le fondmatriciel jaune vif caractérise un niveau d'accumulation absolue degoethite alumineuse (cf. fig. 55). Ainsi, verticalement de haut enbas, les transformations minéralogiques sont successivement soustractives puis additives.
- 116 -
Par rapport au fond matriciel pédoturbé jaune, relique,qui lui est sous-jacent, le fond matriciel jaune vif est caractériséégalement par une accumulation relative de kaolinite et par le développement de très nombreuses séparations plasmiques. Localement, lesréorier.tations plasmiques plus affirmées contiennent également plusde goethite alumineuse. A ces niveaux, les accumulations rythmées defer se font avec une dissolution progressive du plasma kaolinitiqueet une néoformation de goethite alumineuse fortement substituée enA1OOH. Ces transformations minéralogiques aboutissent à la dégradation ponctuelle du fond matriciel jaune vif et à la glébulisationpar accrétion externe.
L'accrétion externe, postérieure à la nouvelle différenciation des fonds matriciels dans le sommet, s'effectue soit à la périphérie des concrétions, soit au sein même du fond matriciel jaunevif et aboutit dans ce dernier cas à une deuxième génération de concrétions. Elle définit un deuxième mode de cortification à progression centrifuge qui accroit le volume et le nombre des glébules. Ens'effectuant également dans les plages du fond matriciel jaune vifpa~vres en quartz, elle contribue également à une acc~mulation reZative de quartz dan3 le fond matriciel interglébulaire.
GLÉBULE
FRONl DE GLÉBULISATION
'\tOI ;..,.FRONT DE DÉGRADATION1 ,
ACCUMULATION
Relative de quartz Relative de Goal(cortlflcation centripéte)
al alAbsolue de goethite alumineuse(Go l"tbsolue de GoRelative de kaolinite accrétion externe)
Humifères
1 Horizons 1
FOND MATRICIEL
Padoturbijaune
~......
Sens de la progression des fronts
FIG. 55 LES ACCUMULATIONS RELATIVES ET ABSOLUES DU SYSTÈME DETRANSFORMATION SUPÉRIEUR ET LE SENS DE LA PROPAGATIONDES TRANSFORMATIONS DANS LA PARTIE SO~~ITALE DE LA TOPOSÉQUENCE
Les transformations minéralogiques et structurales précitées crééent de nouvelles organisations qui atteignent leur développement maximal à l'amont de la toposéquence. A ce niveau, l'horizonconcrétionné est situé de part et d'autre de la transition entre les
- 117 -
deux nouveaux fonds matriciels (cf. fig. 55). Dans Ce nouveau milieu,les transformations sont à composante verticaZe descendante. Ellespeuvent être schématisées par deux fronts (cf. fig. 55)
- un front de dégradation qui dissout la kaolinite et lagoethite alumineuse du fond matriciel interglébulaire et préserveles quartz et les concrétions. Il se développe alors au-dessus dece front un niveau d'accumulation résiduelle de quartz mais ausside goethite alumineuse (concrétions);
- un front de gZébuZisation qui délimite avec le frontprécédent un niveau enrichi en goethite alumineuse, propice à l'accrétion externe.
- 118 -
LE SYSTËME DE TRANSFORMATION INFËRIEUR
Ce système de transformation est localisé essentiellementdans la zone d'altération des sols du sommet. Les nouvelles différenciations sont indépendantes des variations lithologiques (schistepegmatite) qu'elles recoupent latéralement. Elles se surimposent doncpar transformation à des altérations identiques à celles observéesdans les sols du versant.
Ces nouvelles différenciations (cf. fig. 56) affectentd'une façon
diffuse la totalité des altérites qui présentent alorsun aspect tacheté (plages jaunes parfois blanches sur fond rougepà1e) ;
- ponctuelle et en di8continuité la partie super~eure desaltérites et inférieure de l'horizon pédoturbé jaune. Les transformations plus marquées aboutissent à l'individualisation et au développement de "cuvettes internes" d'échelle métrique.
Horizonpédoturbéjaune
FIG. 56 SCHÉMA MONTRANT LA SURIMPOSITION DE L'ASPECT TACHETÉ DANSLES ALTÉRITES ET L'INDIVIDUALISATION PUIS LE DÉVELOPPEMENTDES 'CUVETTES INTERNES' DANS LA PARTIE SOMMITALE DE LA TOPOSÉQUENCE
A) LES DEUX ALTÉRITES TACHETÉES
L'aspect tacheté s'observe aussi bien dans l'allotériteschisteuse que dans l'isaltérite pegmatitique. Il témoigne d'un débutd'hydromorphie s'accompagnant d'une redistribution du fer avec ousans exportation de cet élément.
Par rapport à l'allotérite schisteuse rouge du haut de versant, nous constatons, à profondeur équivalente, dans le sommet/destransformations qui affectent aussi bien le fond matriciel pédoturbéque les lithoreliques.
Ces transformations s'accompagnent d'une baisse globale dela porosité totale de l'allotérite (40% au lieu de 50%) et vraisemblablement d'une réduction du drainage à ce niveau (cf. p. ~6 ,fig.9 : comparer le profil FE du haut de versant au profil FBDT du sommet)
Le fond matriciel pédoturbé présente un aspect tacheté quile différencie de celui du versant (rouge homogène). Il contient globalement moins de fer (3 à 5,5% au lieu de 7 à 10% exprim5en Fe203,cf. p.14 , fig. 7). Son aspect tacheté (cf. fig. 57), est lié à laprésence dans un fond matriciel rouge pâle à jaune pâle (L.P.A.)
- de ségrégations diffuses ou réticulesrouge vif, de micronodules (0,2 mm) rouge foncé à noirs isotiques et de néoferranes rougefoncé (L.P.A.) en relation avec la paroi des pores tubulaires;
- d'un fond matriciel blanc kaolinitique, d'échelle millimétrique ou centimètrique, localisé le plus souvent autour des pores tubulaires ou des pédotubules.
Fond matriciel jaune à plages rouges _
(quelques fines paillettes de muscovite)
Fond matriciel blanc kaolinitique (cristallitede grande taille: vermicules, éventails)
Pore tubulaire
Néoterrane rouge vit (coloration plus toncéesur la paroi du vide)Fins rétiCules rouge vit établissant desponts entre les macrocrlstaux (quartz,kaollnite)
FIG. 57 SÉGRÉGATIONS FERRUGINEUSES DANS L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSETACHETÉE
Le passage du fond matriciel pédoturbé rouge pâle à jaunepâle au fond matriciel blanc kaolinitique se fait:
- sans modification de la distribution et de l'orientationdes minéraux parentaux (quartz, muscovite) et de leur produit d'altération (kaolinite);
- 120 -
- avec une baisse des teneu~s en fe~ et un léger accroissement du rapport Si02/A1203 (cf. fig. 58). Dans le fond mat~iciel
blanc kaolinitique, le fer, présent en très faible quantité (1%),est inclus dans le réseau cristallographique de la kaolinite d'aprèsles résultats de la spectrométrie R.P.E. (cf. p. 50, fig. 28 : référence K). La défe~ruginisation de ce fond matriciel est ainsi totale;
- avec une disparition des muscovites par altération etnéoformation de kaolinite (observation au microscope optique).
~\\\\\\\\\W Pla3 ma rouge oranglÎ
'J~:~ C!Ïsulliplasma blanc kaolinitique
~ Réticule rouge vif
œ Néarerrane rouge lancé
FIG. 58 TRANSITION ENTRE LA PLASMA ROUGE ORANGE ET LE PLASMA BLANC,SÉGRÉGATION ROUGE VIF, NÉOFERRANE ROUGE FONCÉ - MICROANALYSES
Ainsi, la défe~ruginisationpartielle du fond matriciel pédoturbé rouge permet l'individualisation du fond matriciel tacheté. Cettesoust~action du fe~ est très localement totale (fond matriciel blanckaolinitique) et, semble-t-il, en relation avec la porosité tubulairede l'allotérite. Elle p~écède alors la kaolinitisation des muscovites.
Les litho~eliques, peu nombreuses dans l'allotérite schisteuse tachetée, se distinguent de celles observées dans le haut deversant par
- leur distribution relative dans le fond matriciel pédoturbé. Elles ne sont plus alignées subverticalement mais s'observentisolées en "ilôts". Il y a ainsi pe~te des o~ientations lithologiquessubve~ticales;
- 1/.1 -
- leur transition externe graduelle par sa coloration avecmaintien des organisations lithorelictuelles de part et d'autre decette transition;
- leur plus petite taille et leur faible cohésion. Labaisse de l'induration des lithoreliques est reliée à une diminutionglobale des teneurs en fer (17% au lieu de 28% exprimé~en Fe203).
Ainsi, les lithoreliques de l'allotérite schisteuse tachetée perdent leur orientation subverticale et diminuent en taille pardéferruginisation. En se déferruginisant préférentiellement à leurpériphérie, elles libèrent leur cristalli-plasma kaolinitique issude l'altération des muscovites dans un fond matriciel pédoturbé quien était dépourvu avant déferruginisation.
La redistribution du fer dans l'isaltérite pegmatitiquea déjà été abordée dans le chapitre III, p. 52. Bien qu'il n'y aitpas de filons pegmatitiques dans la partie amont du haut de versant,il est très probable que cette redistribution du fer et plus particulièrement la soustraction du fer dans la partie inférieure des filons pegmatitiques dans le sommet, soient en relation avec les nouvelles transformations qui affectent l'ensemble d'altération.
B) LES uCUVETTES INTERNES" n'ËCHELLE MËTRIQUE
Dans le sommet, la transition entre l'horizon pédoturbéjaune et les altérites (schisteuse ou pegmatitique) sous-jacentesest le plus souvent brutale par sa coloration (rouge puis jaune) ethorizontale. De haut en bas, ce type de transition se fait avec unebaisse de la porosité totale (de 50 à 40%, cf. p. 16, fig. 9 : profils FBDT, FBD).
Latéralement, on peut observer, de place en place, unéclaircissement de la partie inférieure de l'horizon pédoturbé jauneet une légère incurvation vers le bas de la transition précitée. Cestransformations, en s'accentuant, aboutissent au développement desfonds matriciewéclaircis sus-jacentsà un front d'induration d'épaisseur centimètrique en forme de cuvette (cf. fig. 56) .
. La décoloration des fonds matriciels pédoturbés est d'autant plus marquée que l'induration et l'incurvation vers le bas dufront induré sont plus accentuées (cuvettes de plus en plus grandeset profondes). Ces fonds matriciels pédoturbés ont, de haut en bas,une coloration jaune pâle, puis jaune à plages rouges, enfin à proximité du front, blanche à plages jaunes et rouges: Par rapport aufond matriciel rouge et jaune, le fond matriciel blanc est dépourvude fer (à l'exclusion des 1% inclus dans le réseau cristallographiquede la kaolinite) et à l'inverse enrichi en kaolinite par altérationdes muscovites. Ainsi, la soustraction du fer est antérieure à lakaolinitisation des muscovites.
- 122 -
. Le front d'indLiration en forme de cuvette est localementdiscontinu. Cette discontinuité coïncide avec des pénétrations glossiques jaune pâle dans les altérites profondes (parfois sur plus d'unmètre d'épaisseur). Le front, d'épaisseur centimétrique est enrichien fer (11% exprimé5en Fe203, cf. p. 1T , fig. 7 : profil FA). Le plasma ferrugineux noir isotique (L.P.A.) épigénise les quartz et les muscovites (cf. fig. 59). La porosité est réduite à des cavités ferméesà parois très irrégulières. Ce front présente une polarité: sa limitesupérieure est brutale, sa limite inférieure progressive. Sous lefront, les fonds matriciels, parfois éclaircis, présentent des néoferranes noirs isotiques.
Quartz à limite externe localement flouefinement piquetee en noir par le fer
Trame faiblement irisée (L.P.) d"un paquetde muscovite
Pore a paroi tres imlgulière
Plasma noir isotique
FIG. 59 DANS LE FRONT D'INDUP~TION
MUSCOVITE PAR LE FERÉPIGÉNIE DU QUARTZ ET DE LA
C) CONCLUSION LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS LE SYSTÈME INFéRIEUR
Le système de transformation inférieur est déferruginisant.Cette déferruginisation partielle se fait avec une redistributionsuivie ou non d'exportation du fer hors du milieu. Elle affecte aussibien le fond matriciel pédoturbé que les lithoreliques. Ces dernièresse dégradent puisqu'elles perdent leur orientation subverticale,diminuent de taille et libèrent leur squelette et leur cristalliplasma kaolinitique dans le fond matriciel pédoturbé. Enfin, la déferruginisation est localement totale et s'accompagne alors d'une kaolinitisation des muscovites. Ainsi, la soustraction du fer précède l'accumulation relative de kaolinite.
Suivant qu'il y a exportation ou redistribution sur placedu fer, le système de transformation i~férieur s'observe à deuxniveaux
- au sein même des altérites et le plus souvent en relationavec la porosité tubulaire. Cette porosité assurerait les exportationsdu fer en profondeur. La déferruginisation lorsqu'elle est totale,n'affecte que des petits volumes d'échelle centimètrique;
- en discontinuité à la transition entre l'horizon pédoturbéjaune et les altérites sous-jacentes, transition caractérisée en outre(de haut en bas) par une diminution de la porosité totale.
- 123 -
Dans ce dernier cas, il y a redistribution sur place du fer.Cette redistribution verticale à distance décimétrique se fait avecune mise en solution dans la partie inférieure de l'horizon pédoturbéjaune mais aussi dans les altérites sous-jacentes, migration verticalepuis reprécipitation du fer suivant un front en forme de cuvette d'échelle métrique. De haut en bas, les transformations minéralogiquessont successivement soustractives puis additives. De même, nous avonsdans le même sens, une accumulation relative de kaolinite dans lesfonds matriciels éclaircis et une accumulation absolue du fer auniveau du front (cf. fig. 60).
FRONT D'INDURATION,1<:'
Horizonpédoturbéjaune
.--- ACCUMULATION ABSOLUE DE FER
l Sens de la progression des fronts
FIG. 60 LES ACCUMULATIONS RELATIVES ET ABSOLUES DU SYSTÈME DETRANSFORMATION INFÉRIEUR ET LE SENS DE LA PROPAGATIONDES TRANSFORMATIONS DANS LA PARTIE SOMMITALE DE LA TOPOSÉQUENCE
Comme pour le système de transformation super~eur, la différenciation en "cuvettes internes" peut être schématisée par :
- un front de déferruginisation à progression verticaleremontante qui correspond également à un front de kaolinitisationdes muscovites;
- un front d'induration ou de ferruginisation à progressionverticale descendante.
- 124 -
RELATIONS ENTRE LES DEUX SYSTÈr·1ES DE TRANSFOR~1ATION
Les deux systèmesde transformation diffèrent par leursmécanismes géochimiques :
- dans le système supérieur, il y a dissolution de la kaolinite et néoformation de goethite alumineuse par ferruginisation;
- dans le système inférieur, il y a dissolution des oxyhydroxydes de fer et néoformation de kaolinite par dêferruginisation.
Plus précisément, la déferruginisation se manifeste àdeux niveaux dans le système inférieur :
- dans les "cuvettes internes" d'échelle métrique situéesde part et d'autre de la limite supérieure de l'ensemble d'altération. Ces cuvettes sont de plus en plus déferruginisées et kaolinitisées de haut en bas (polarité verticale) jusqu'au front d'induration qui forme la base des cuvettes;
- dans l'ensemble d'altération, où il y a ségrégation etexportation partielle du fer par les pores tubulaires, ce qui donneà l'altérite un faciès tacheté et à décoloration diffuse (par rapport à l'allotérite rouge du haut de versant).
Dans certaines collines à sommet convexe du paysage schisteux environnant, le faciès tacheté est présent dans l'altérite,par contre les différenciations du système de transformation supérieur y sont absentes. Par conséquent, la décoloration et le bariolage diffus des altérites pourraient être antérieurs aux différenciations du système supérieur.
Les "cuvettes internes" du système inférieur présententavec les différenciations du système supérieur une relation de forme qui ne permet pas, toutefois, d'établir l'ordre de la formationde ces nouvelles organisations. La mise en évidence de cette relation nous amène à considérer d'abord les conditions d'engorgement,d'enracinement et leurs conséquences sur les chablis ainsi que lerôle des chablis sur les systèmes de transformation •
. Données sur l'engorgement~l'enracinement et les chablis.
Dans le sommet, le pédoclimat des horizons super1eurs secaractérise par un engorgement quasi permanent en période pluvieusenappe perchée, poches d'eau dans les "cuvettes internes'~ stagnationd'eau dans les dépressions circulaires du micromodelé de surface.
Dans ce milieu, l'enracinement des arbres est superficielet latéral. De grosses racines horizontales subaffleurantes contournent les dépressioœcirculaires (cf. fig. -12., chapitre II). Le pivotd'ancrage est par contre très réduit, du moins pour les arbres déracinés où l'observation est possible. Quant à la pénétration verticaledu système racinaire, elle dépasse rarement la base de l'horizonconcrétionné.
- 125 -
Il apparaît donc que la strate arborée adapte son enracinement aux conditions hydriques en se concentrant dans les horizonssuperficiels les moins engorgés ou en évitant les zones saturées.Cette adaptation de l'en~acinement est posté~ieu~e à la diffé~encia
tion actuelle du sol. Elle accroit l'instabilité des gros arbres,favorise leur chute par le vent et explique la f~équence ~elative
des chab lis.
Mais les chablis modifient à leu~ tou~ l'o~ganisation etle pédoclimat du sol puisqu'ils brassent localement des horizonset peuvent ouvrir des cavités jusqu'à la base de l'horizon concrétionné. Après décomposition de l'arbre déraciné, seules les cavités oudépressions ci~culai~es subsistent dans le paysage. Nous pouvons également attribuer au brassage du sol par les chablis la forme alte~na
tivement ~enflée puis ~ét~icie de l'ho~izon conc~étionné qui présentemême parfois des plis couchés. Les f~agments de conc~étions ou degraviers quartzeux ferruginisés (nucleus de concrétions à facièspegmatitique) observés à la base des renflements de l'horizon concrétionné pourraient aussi résulter d'actions mécaniques exercées lorsdes chablis.
. Les chablis et les systèmes de t~ansformation.
Nous constatons qu'à l'ondulation de la limite inférie~e
de l'ho~izon conc~étionné, dont la forme est alternativement renfléepuis rétrécie, se superposent, en concordance, les ondulations desdeux f~onts du système de t~ansformation supérieu~, (cf. fig. 61).Nous en concl~ons que les matériaux remaniés par les chablis ontsubi ensuite les transformations correspondant au système supérieur.
..SS
DEGRADATION
DÉPRESSION CIRCULAIRE:ANCIEN CHABLIS
Altérite
S:Schisteuse
P:Pegmatitique
,FIG. 61 RÔLE DES CHABLIS SUR LES DEUX SYSTÈMES DE TRANSFORMATION
À L'AMONT DE LA TOPOSÉQUENCE
Les "cuvettes internes" du sytème de transformation inférieursont toujours situées sous des renflements de l'horizon concrétionnéet par conséquent en relation avec les courbes dirigées vers le basdes deux fronts du système de transformation supérieur (cf. fig. 61).
- 126 -
Mais il n'y a pas systématiquement de cuvette sous chacun de cesrenflements. Le système inférieur enboite de ce fait en sub-position le système supérieur.
Enfin, les "cuvettes internes" sont particu lièrement développées sous les dépressions circulaires du micromodelé de surface.Bien que le système supérieur soit tronqué et donc plus difficile àrepérer, on constate même que les deux systèmes de transformationsupérieur et inférieur se rejoignent. Le front de déferruginisationdu système inférieur remonte puis atteint le front de glébulisationdu système supérieur.
De ces interprétations, nous déduirons que la différenciation actuelle du sol favorise les chablis et qu'à l'inverse les chablis accélèrent d'une façon localisée la dégradation de la couverturepédologique dans le sommet :
- en produisant des ondulations dans les deux fronts dusystème supérieur;
- en favorisant le développement des cuvettes internes.
CHAPITRE VI :
LES TRANSFORMATIONS À L'AVAL
DE LA TOPOSÉaUENCE
- 129 -
De nouvelles différenciations latérales se développent àl'aval de la toposéquence. Les premières apparaissent en profondeurdans le haut de versant, les secondes en surface à la rupture depente en bas de versant. Elles sont donc séparées et recoupent soitles orientations subverticales de l'allotérite schisteuse rouge,soit l'horizon nodulaire. Elles appartiennent ainsi à deux systèmesde transformation: l'un inférieur~ l'autre supérieur (cf. fig. 62)
Vers l'aval, le système supérieur s'épaissit, le système inférieurse rapproche de la surface et les deux systèmes entrent en contactdans le bas de versant.
Horizon IIris pilenbleul
Horizons humifèresubieul
Horizons pédotu rbesjlunes discontinus
1
-0"" "" "" "
8~
,1
, • 1
SYSTÈME DE TRANSFORMATIONSUPERIEUR
,,1
1 ,,,
Allotérill schist.uset.ch.té.
Allotérit. schlsteuubl.nch.
Allotérite schislluSljaune
Allatirih P'lIm.titiquIblanch.
~~f~~:s---.Horizon ~nodulalr.-" -.HQlizon -;-+pédotu,beJaune
Alloté,lte ->schisteuse,ouge
f2]"- ,~ ::'
, -"4:.::::::..::::;',, ,SYSTÈME DE TRANSFORMA~IDN, ,
INFERIEUR l'
FIG. 62 SCHÉMA LOCALISANT LES NOUVELLES DIFFÉRENCIATIONS LATÉRALES
À L'AVAL DE LA TOPOSÉQUENCE ET LES DEUX SYSTÈMES DE TRANS
FORMATION CORRESPONDANTS
LE SYSTËME DE TRANSFORMATION INFËRIEUR
Le système de transformation inférieur se développe dansl'ensemble d'altération qui présente alors, de l'amont vers l'aval,quatre nouveaux faciès d'altérite (cf. fig. 62)
- l'allotérite schisteuse tachetée à alignements lithorelictuels rouge violacé;
- l'allotérite schisteuse blanche à alignements lithorelictuels à liseré périglébulaire jaune ocre;
- 130 -
- l'allotérite schisteuse jaune à alignements lithorelictuels à liseré périglébulaire jaune ocre;
- l'allotérite pegmatitique blanche.
A partir de l'allotérite schisteuse rouge de l'amont, cesystème de transformation produit (comme dans les altérites du sommet) une décoloration des fonds matriciels interglébulaires etpréserve les alignements subverticaux de lithoreliques indurées.Lesfonds matriciels interglébulaires décolorés recoupent de ce faitlatéralement les orientations subverticales des lithoreliques del'allotérite schisteuse, mais aussi les variations lithologiques del'aval de la séquence (schiste-pegmatite). Elles sont donc discordantes par rapport aux orientations et aux variations lithologiquesdes al téri tes.
La décoloration des fonds matriciels interglébulairess'accentue de l'amont vers l'aval et de haut en bas, ce qui supposedes transformations à progression latérale remontante vers le hautde versant.
A) L/ALLOTtRITE SCHISTEUSE TACHETtE A ALIGNEMENTS LITHO
RELICTUELS ROUGE VIOLACË
Par rapport à l'allotérite schisteuse rouge qu'il relayeà l'aval et en profondeur le long des alignements lithorelictuelssubverticaux, ce nouveau faciès se distingue par une forte diminution des teneurs globales en fer (cf. Tableau XII) et par une intense redistribution de la coloration ferrugineuse dans les fondsmatriciels interglébulaires.
Allotérite Fond matriciel Lithoreliqueinterglébulaire
Allotérite schisteuse K K He Goalrouge H. G~ Gi(2070)
Allotérite schisteuse K K Galtachetée H. Gi He (: ~)201'
Gi : GibbsiteK : KaoliniteH. : HématiteGoal: Goethi te
alumineuse(Taux desubsti tution)
Allotérite Fond matricièl 1 Lithorelique Fond matriciel 1 Lithoteliqueinterqlllbulaire interqlébulaire
Résidu Si02-Al20
3(Fe
20
31 (SiO/Al20
31
Allotérite schisteuse 38 37 22,8-19,0 15,5-12,6rouge (8,7) (27,7) (1,26) 0,23)
Allotérite schisteuse 25 20 31,5-25,7 18,7-16,0tachetée (3,6) (34,6) 0,22) (1,17)
TABLEAU XII MINÉRALOGIE ET G~OCHIMIE COMPARÉES DES LITHORELIQUESET DES FONDS MATRICIELS INTERGLÉBULAIRES DES ALLOTÉRITESSCHISTEUSES ROUGE ET TACHETÉE (PROFIL FE)
- 131 -
La redistribution du fer aboutit à l'individualisation(cf. fig. 63)
- d'un fond matriciel pédoturbé rouge pâle à plages rougefoncé, rouge vif, jaune pâle (L.P.A.);
- d'un fond matriciel blanc à cristalli-plasma kaolinitique (éventails , quelques petits vermicules) .
Fond matriciel blanc'kaolinltlque (éventall~
quelques vermicules de kaolinite et tpaillettes de muscovite) 1
Fond matriciel pédoturbé rouge pâle à plagrouge fonce, jaun~(kaollnlte colorée
par le fer et muscovite)
Lithorelique à orientation subverticale
FIG. 63 LES DEUX FONDS MATRICIELS DE L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE TACHETÉEÀ ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS ROUGE VIOLACÉ
Le passage du fond matriciel pédoturbé tacheté au fondmatriciel blanc kaolinitique se fait :
- sans modification de l'orientation des minéraux parentaux (quartz, muscovite);
- avec disparition du fer;- avec une baisse relative du squelette micacé et à l'in-
verse un accroissement du cristalli-plasma kaolinitique.
Ainsi, la déferruginisation totale du fond matriciel blanckaolinitique est favorable à la kaolinitisation des muscovites.
Dans l'allotérite schisteuse tachetée et par rapport àl'allotérite schisteuse rouge, les lithoreliques, mieux indurées,ont une densité apparente (cf. fig. 64) et des teneurs globales enfer plus élevées (cf. Tableau X:D) .
20
40
60
80
100
120
140
160
180
100
(PROFIL FE!..~.~_Nodules lithorelietuelsde
l'horizon pédoturbé jaune_ Lithoreliques de l'allotérite
schisteuse rouge
Parois à transition progressive avec'. l'allotérite schisteuse rouge'-_~Parois lissées en contact avec
'. l'allotérlte schisteuse tachetée
o 10 20 JO 40 50
~--p%
FIG. 64 DENSITÉ APPARENTE (da) ET POROSITÉ (P) DES LITHORELIQUESEN CONTACT AVEC LES ALLOTÉRITES SCHISTEUSES ROUGE ETTACHETÉE (PROFIL F.E.)
- 132 -
Il Y a de ce fait ferruginisation des lithoreliques dans l'allotérite schisteuse tachetée. Les transformations sont donc soustractives dans les fonds matriciels interglêbulaires et additives dansles lithoreliques.
B) L·ALLOTÉRITE SCHISTEUSE BLANCHE A ALIGNEMENTS LITHORE
LICTUELS À LISERÉ PÉRIGLÉBULAIRE JAUNE OCRE
L'allotérite schisteuse blanche se localise dans le magasinde la nappe phréatique. Par rapport au faciès précédent qu'il relayeprogressivement en profondeur et à l'aval, les transformations sepoursuivent aussi bien dans le fond matriciel interglébulaire quedans les lithoreliques.
Le fond matriciel interglébulaire est uniformément blanc(cf. fig. 65). Il contient de faibles quantités de fer (1,5% expriméen Fe203, cf. Tableau XIII) incluses dans le réseau cristallographique de la kaolinite (résultats R.P.E.). Dans ce fond matriciel, ladéferruginisation est donc totale. Simultanément, on constate del'amont vers l'aval un développement du cristalli-plasma kaolinitique et la disparition progressive du squelette micacé. Ce gradientlatéral correspond, pour ce qui est des observations de terrain, àla perte progressive du toucher sériciteux et son remplacement parun toucher "à consistance de beurre".
Lilhorellque rouge foncé __~~!~Liseré périglébulaire Jau ne ocre
Vermicules de kaolinile groupes enamas (conservallon des organisationsIlthorelicluelles avec perte de lacolora lion ferrugineuse)Paquel de muscovite en voie de libérationpar deferruginisallon tissure
ore tubulairePlasma blanc kaollnillque (crltalliplasma:éventails et long balonnels flexueux)Nlltle orientation du plasma suivantcertaines lignes t1exueuses autourdes quartz
,l,5mm,
FIG. 65 ALLOTÉRITE SCHISTEUSE BLANCHE
- 133 -
AlloUrite Fond Matriciel Liseré Lithoreliqueinterglébulaire périglébulaire
Allotérite schisteuse K K altachetée H. Ci He {~P.l
Allotérite schisteuse K K He ~I K He ccl'Iblanche GI
CI GibbsiteK KaoliniteHe HématiteCo"l: Goethite
alumineuse(Taux desubstitution)
A11ot.dt. rond ••Uicie1 Il lote.'"1
loithorel1'1u• Fofld ••Uictel ,1 loi..", 1 loi thorel1'1u.iftterqUllule1re p.dqUllu1aire iftt.rqlQlu1a1re p.dq1Qlule1re
RA.ic1" S10J-AI
JO
J(r.JoJI (S101..A1
JOJ I
Allot4r1te 8ch1&teuse J5 20 JI,5-n,7 18,7-16.0tachetée (3,61 (34,6\ Il,22) (1,17)
Allot'rite .chiet..... J1 56 49 JO,2-24,6 18,1-14,7 12. -19,4b1&ftch. Il,61 (J,21 (JI. JI Il.231 Il.231 10.661
TABLEAU XIII MINÉRALOGIE ET GÉOCHIMIE COMPARÉES DES LITHORELIQUESET DES FONDS MATRICIELS INTERGLÉBULAIRES DES ALLOTÉRITESSCHISTEUSES TACHETÉE ET BLANCHE (PROFILS FE, FG)
Dans cette allotérite blanche, les rares graviers quartzeux(2-6 cm) sont en cours de déferruginisation puisqu'ils présentent uncoeur rouge violacé â auréole ou liseré externe jaune ocre puis blanc.
Les lithoreliques se distinguent de celles de l'allotéritetachetée par :
- une baisse de la densité apparente marquée en profondeur(cf. fig. 66);
- une diminution globale des teneurs en fer (cf, TableauXIII) ;
- l'apparition d'un liseré périglébulaire jaune ocre friable (0,1-2 cm) devenant de plus,en plus pâle vers le fond matricielblanc kaolini tique (cf. fig., 65) •
prof(~m)17 18 1.9 2J} 2' 2;2 2 2~ 2.5 2.6 27 2JJ 2.9 da
20
40
60
80
100
120
140
160
180200
prof (cm)
o 1020 30 40 50
(PROFIL FG)
_ îlots lithorelietuels)-NociIà liseré externe jaune ocre
_Iithoreliques de fortecohésion
_ Iithoreliques friables à liseré externejaune ocre '------'-'
P%
FIG. 66 DENSITÉ APPARENTE (da) ET POROSITÉ (P) DES LITHORELIQUESDE L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE BLANCHE (PROFIL FG)
- 134 -
En profondeur, le liseré périglébulaire jaune ocre plusépais, peut isoler plusieurs noyaux indurés rouge violacé. Il présente localement des contours externes tortueux avec des pénétrationsdans la lithorelique. Le passage du noyau rouge violacé âU liserépériglébulaire jaune ocre se fait avec une baisse des teneurs enfer (cf. fig. 67 et Tableau XIII) et le maintien des organisationset des distributions lithorelictuelles (cf.fig. 65). Ces organisations lithorelictuelles sont localement conservées dans le fondmatriciel interglébulaire blanc kaolinitique. Il y a ainsi déferruginisation préférentielle de la périphérie des lithoreliques etlibération du cristalli-plasma kaolinitique, des minéraux parentaux(muscovite, quartz), souvent de grande taille, dans le fond matriciel interglébulaire blanc kaolinitique
01 des %
40
/7; i 30." rJl1J Vermicule de kaolinile
20
Plasma rouge foncé à nOir isollqueUilhoreliqueJ
10Cristalliplasma jaune vif(liseré périglebulaire J
Cristalliplasmil blanc kaolinitique
FIG. 67 VARIATIONS GÉOCHIMIQUES D'UNE LITHORELIQUE AU FOND MATRICIELINTERGLÉBULAIRE DANS L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE BLANCHE
Dans le magasin de la nappe phréatique, la déferruginisationprogressive de la périphérie des lithoreliques est postérieure à celledu fond matriciel interglêbulaire. Les lithoreliques, en diminuant ennombre et en taille, peuvent disparaitre (ilôts jaune ocre reliques)localement et plus particulièrement à l'aval.
C) L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE JAUNE À ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS A LISERÉ PÉRIGLÉBULAIRE JAUNE OCRE
L'allotérite schisteuse jaune J sus-jacente à l'allotériteblanche, relaye à l'aval et en discontinuité l'allotérite schisteuserouge de l'amont puis disparaît à la rupture de pente entre le hautet le bas de versant (cf. fig. 62). Elle peut donc être considéréecomme relique de lrallotêrite schisteuse rouge. Elle présente enoutre sensiblement les mêmes teneurs en fer (8% exprimés en Fe203)mais en diffère par une coloration jaune homogène qui peut être reliée à la présence dominante de goethite alumineuse (R.X.).
- 135 -
Dans cette allotérite, les lithoreliques à orientation subverticale, sont plus petites, friables et toujours bordées d'un liseré périglébulaire jaune ocre. Ce liseré devient de plus en plus épaisà l'aval; simultanément, le noyau rouge violacé du glébule diminue entaille puis disparaît dans certaines lithoreliques.Ainsi, il y a déferruginisation et disparition progressive des organisations lithorelictuelles de l'amont vers l'aval.
L'allotérite schisteuse jaune est caractérisée par une déferruginisation qui affecte préférentiellement les lithoreliques.
0) L'ALLOTËRITE PEGMATITIQUE BLANCHE
Elle succède à l'aval à l'allotérite schisteuse blanchedont elle est séparée par une cloison subverticale et s'étend surl'ensemble du bas de versant, Localisée dans le magasin de la nappephréatique, elle diffère de l'allotérite schisteuse blanche par :
- l'abondance d'un squelette grossier (1-5 mm) constituéessentiellement de quartz et de muscovites dont certains peuventconserver la trace d'une coloration ferrugineuse (dans les fissuresdes quartz, dans les plans de clivage des muscovites). Ce squeletteest généralement dispersé d'une façon irrégulière par la pédoturbation'Toutes les muscovites (paquets, plaquettes, paillettes) sont altéréesen kaolinite.
-une moindre abondance du cristalli-pZasma kaolinitique(éventails, vermicules de kaolinite plus ou moins disloqués), Cecristalli-plasma, parfois associé à des plages isotropes, définitavec les éléments du squelette un assemblage porphyrosquelique àporosité fissurale dominante et tubulaire,
- l'absence de fer dans les alignements lithorelictuelssubverticaux. Ces alignements sont peu nombreux et généralement depetite taille (2-3 cm d'épaisseur, 5-15 cm de long).
L'allotérite pegmatitique blanche est totalement déferruginisée. Par rapport à l'allotérite schisteuse, il est probable queles teneurs initiales en fer avant déferruginisation aient été globalement beaucoup plus faibles. Par ailleurs, la diminution relativedu plasma kaolinitique à l'aval de la séquence peut être attribuéeà une plus grande résistance des structures cristallines pegmatitiques.
- 136 -
LE SYSTÈME DE TRANSFORMATIO~ SUPÉRI EUR
Les nouvelles différenciations du système de transformationsuper1eur apparaissent très exactement â la rupture de pente entre lehaut et le bas de versant. Elles se traduisent par un appauvrissementen plasma argileux dans la partie supérieure de la couverture pédologique du bas de versant. En affectant rapidement une plus grande épaisseur de sol vers l'aval, elles recoupent l'horizon nodulaire (cf. fig.62). Elles lui sont donc bien discordantes et postérieures) ce qui implique qu'elles se surimposent par transformation aux organisationsamont du versant.
En se développant vers l'aval, le système de transformationsuper~eur rejoint le système de transformation inférieur puis recoupeles variations lith.ologiques (schiste-pegrrw.tite) dans le bas de versant. Il épargne provisoirement deux horizons pédoturbés jaunes discontinus d'échelle métrique (cf. fig. 62) de plus en plus appauvrisen argile et en fer vers l'aval. Ces deux horizons peuvent être considérés comme des reliques des organisations de l'amont du versant. Ilstémoignent également de la progression latérale remontante du système de transformation supérieur.
Dans le bas de versant et â l'aval de la cloison localisantle changement d'allotérite (schisteuse puis pegmatitique), le systèmede transformation supérieur "s'enfonce" ou plus exactement se surimpose par transformation au système de transformation inférieur (cf.fig. 62). Cette nouvelle discordance montre, qu'en plus de la progression latérale remontante, le système de transformation supérieur présente une progression verticale descendante.
Dans le bas de versant, le système de transformation supérieur présente, de bas en haut, trois nouveaux types d'horizons(cf. fig. 62)
- deux horizons pédoturbés jaunes discontinus, reliques, âgranulométrie sabla-argileuse, sableuse;
- un horizon gris pâle sableux;
- deux horizons humifères sableux.
A) LES HORIZONS PÉDOTURBÉS JAUNES RELIQUES
Ces horizons, discontinus, d'échelle métrique, s'observentà deux endroits (cf. fig. 61)
- dans le prolongement et de part et d'autre de la cloisonlocalisant le changement d'altérite;
- puis à l'aval, entre l'allotérite pegmatitique blanche etl'horizon gris sableux.
- 137 -
Dans le premier cas, l'horizon jaune vif, à granulométriesablo-argileuse et à très faible teneur en fer (1% exprimé en Fe203) ,contient des ilôts lithorelictuels rouge violacé à liseré périglébulaire jaune ocre ou entièrement jaune ocre. Dans le deuxième cas,l'horizon jaune pâle, à granulométrie sableuse et à très faible teneur en fer (0,7% exprimé en Fe203) présente des organisations structurales identiques à celles de l'horizon gris pâle sableux qui le"coiffent".
B) L'HORIZON GRIS PALE SABLEUX
Cet horizon est localisé dans la zone de fluctuation de lanappe phréatique qui bat jusqu'en surface. Par rapport au fond matriciel jaune de l'amont du versant, il s'en différencie par:
- un net accroissement de la teneur en quartz et en minéraux lourds (plus particulièrement en tourmaline). Les quartz presquejointifs, fortement arrondis, sont parfois couverts d'une fine pellicule de silice amorphe (mince liseré isotrope discontinu en L.P.A.).Le squelette comporte aussi une faible proportion de muscovites enpaillettes. Lorsque la base de cet horizon est sus-jacente à l'allotérite pegmatitique blanche, ces paillettes sont alors plus nombreuses;
- un plasma, brun clair (L.P.A.), très peu abondant, kaolinitique avec des traces de gibbsite (R.X.) et d'oxy-hydroxyde de fer(0,4% exprimé en Fe203). Ce plasma, à extinction silasépique à plagesisotropes, définit avec le squelette un assemblage intertextique localement granulaire (cf. fig. 68);
- l'apparition de séparations plasmiques à extinction plusou moins affirmée (ondulique à plages isotropes en L.P.A.) orientéesparallèlement à la paroi des vides ou établissant des "ponts" entreles quartz (cf. fig. 68). Ces séparations ont toutes une polaritédirigée vers le bas et sont assimilables à des cutanes de réorientation.
Plasma gris pâle silasépique à plages isotropes
Quartz à surface externe fortement arrondie
FIG. 68 ASSEMBLAGE INTERTEXTIQUEDE L'HORIZON GRIS PALESABLEUX.
~lm~;~~~i~II~~=~Vlde~~~~~~::::::~~~~~~---:-_cutanes de réorientation (séparations plasmiques
orientées parallélement à la paroi des vides)
Ainsi, l'horizon gris pâle sableux correspond à un niveaud'accumulation relative de quartz par dissolution progressive duplasma kaolinitique (absen~e de cutane d'illuviation, présence d'une
- 138 -
phase isotrope) et des oxy-hydroxydes de fer puis par entraînementlatéral vers l'axe de drainage des éléments dissous (Si, Al, Fe).Dans cet horizon, les réorientations plasmiques s'individualisentà la suite d'alternances d'humectation et de dessication assuréespar la fluctuation du toit de la nappe phréatique.
C) LES HORIZONS HUMIFÈRES SABLEUX
Ces horizons, à granulométrie sableuse et à limite inférieure glossique, ont des teintes foncées dues à la présence de matière organique. De haut en bas, l'horizon humifère s.s. peu épais(~5 cm) noir à plages brunes (36,3% 0 de carbone, 1,9%
0d'azote)
passe graduellement à l'horizon de pénétration humifère gris brun àplages gris clair, gris foncé, brun rouille (8,3%
0de carbone,
0,7% 0 d'azote). Ces horizons contiennent des sabZes lavés disposéssoit dans des macropores d'origine biologique, soit sous forme defines pellicules blanches enfouies superposées et parallèles à lasurface topographique.
Le plasma kaolinitique, peu abondant, irrégulièrement réparti, à aspect granuleux et à extinction silasépique à plages isotiques, définit avec le squelette un assemblage intertextique à domaines granulaires ou aggloméroplasmiques.
- 139 -
CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DES SYSTÈMES DE TRANSFORMATIO~ INFÉRIEURET SLlPÉRI EUR AL' AVAL DE LA SÉQUE~CE
La partie aval de la séquence présente deux systèmes detransformation à composante essentiellement latérale. Ces deuxsystèmes, séparés dans le haut de versant, sont en contact dans lebas de versant. Ils sont discordants aux orientations et aux variations lithologiques (schiste-pegmatite), qu'ils recoupent. Le système supérieur est en plus discordant à l'horizon de concentrationnodulaire et épargne provisoirement certains horizons discontinusreliques des fonds matriciels pédoturbés jaunes de l'amont. Les deuxsystèmes, inférieur et supérieur, se surimposent donc par transformation à des organisations proches de celles décrites et étudiées àl'amont du haut de versant.
Le système de transformation inférieur est celui qui "remonte" le plus en profondeur dans le haut de versant. Il est déferruginisant. Lorsqu'elle est totale, cette déferruginisation s'accompagne d'une kaolinitisation des muscovites. Ainsi, comme pour lesystème de transformation inférieur de la partie amont de la toposéquence, la soùstraction du fer précède l'accumulation relative dekaolinite. Cette soustraction du fer s'accentue vers l'aval maispréserve provisoirement les alignements lithorelictuels discontinuset subverticaux de l' allotérite schisteuse.
Dans les trois nouveaux faciès de l'allotérite schisteuse,le fer présente un comportement différent :
- dans le faciès tacheté (localisé en profondeur et àl'amont du versant), la déferruginisation partielle des fonds matriciels interglébulaires s'accompagne d'une ferruginisation des lithoreliques. Les transformations sont donc soustractives dans les fondsmatriciels interglébulaires et additives dans les lithoreliques.
- dans le faciès jaune (localisé dans la partie supérieurede l'ensemble altéritique et à l'aval du haut de versant), la déferruginisation affecte de façon préférentielle la périphérie des lithoreliques, le fond matriciel interglébulaire étant, quant à lui, faiblement déferruginisé.
- dans le faciès blanc (situé dans le magasin de la nappephréatique), la déferruginisation du fond matriciel interglébulai~e
est totale et la déferruginisation de la périphérie des lithoreliquescroissante vers l'aval. Il y a ainsi disparition progressive des organisations lithorelictuelles dont une grande part de ses constituants(quartz, muscovite, kaolinite) est libérée dans le fond matricielinterglébulaire.
- 140 -
Malgré ces variantes, les transformations du système inférieur peuvent être schématisées par un front de déferruginisation àprogression latérale remontante qui correspond également à un frontde kaolinitisation des muscovites (cf. fig. 69). Le bilan des transformations est négatif puisqu'il y a exportation du fer. Ces exportations sont assurées, dans un milieu ouvert vers l'aval, par l'écoulement latéral de la nappe phréatique vers l'axe de drainage.
SYSTÈME DE TRANSFORMA- SYSTÈME DE TRANSFORMA-TION INFERIEUR TlON SUPERIEUR
[!21 ACCUMULATION R:'\ ACCUMULATION~ RELATIVE DE KAOLINITE 8 RELATIVE DE QUARTZ
,~ SENS DE LA PROGRESSIONDES FRONTS
,~FRONT DE\ DÉGRADATION
\\\
FIG. 69 LES ACCUMULATIONS RELATIVES DES SYTÈMES DE TRANSFORMATIONINF~RIEUR ET SUPÉRIEUR ET LE SENS DE LA PROGRESSION DESTRANSFORMATIONS A L'AVAL DE LA TOPOSÉQUENCE
Le système de transformation sUper~eur s'individualise, àpartir de la surface, à la rupture de pente entre le haut et le basde versant puis se développe à l'aval. Il dissout le plasma kaolinitique et les composés ferrugineux qui sont exportés latéralement ensolution. Cette érosion chimique sélective produit une accumulationrelative de quartz et de minéraux lourds.
L'individualisation et le développement aval du systèmede transformation supérieur sont dûs à un drainage superficiel etlatéral alimenté par les eaux de ruissellement des parties hautesdu modelé. Ces écoulements superficiels et latéraux rejoignent rapidement à l'aval les eaux de la nappe phréatique) ce qui expliquela superposition des deux systèmes de transformation supérieur etinférieur à ce niveau.
- 141 -
Le système de transformation super1eur est caractérisépar un front de dégradation à progression ZatéraZe remontante àl'amont mais aussi à progression verticaZe descendante à l'aval.
La progression verticale descendante est manifeste dansla partie supérieure de l'allotérite pegmatitique du bas de versant (cf. fig. 69).A ce niveau, Ze système de transformation supérieur se déveZoppe au détriment du système de transformation inférieur qui Zui est de ce fait antérieur.
TROISIÈME PARTIERELATIONS ENTRE LES TROISDOMAINES DE LA TOPOSÉQUENCE_DYNAMIQUE ACTUELLE ET ÉVOLUTION_
- 145 -
RELATIONS ENTRE LES TROIS DOMAINES DE LA TOPOSÉQUENCE
A) RELATIONS STRUCTURALES
La toposéquence présente une différenciation verticale enquatre ensembles: Ensemble d'altération - Ensemble pédoturbé - Ensemble glébulaire - Ensemble meuble supérieur, et une différenciationlatérale qui nous a amené à distinguer trois domaines :
- un domaine initial à l'amont du haut de versant dans lequel les quatres ensembles sont en filiation verticale. Ce domaine aété décrit en premier et dans le sens des évolutions minéralogiqueset structurales (de bas en haut) ;
- un domaine sommital caractérisé par une surimposition denouvelles organisations, à progression verticale descendante dominante,discordantes sur une différenciation initiale identique à celle del'amont du haut de versant. Ce domaine a été décrit en second et dansle sens de la progression des transformations minéralogiques et structurales (de haut en bas) ;
un domaine aval caractérisé lui aussi par une surimposition de nouvelles organisations mais à progressivité latérale remontante dominante. Ce domaine a été décrit en dernier dans le sens desévolutions minéralogiques et structurales (de l'amont versl'aval).
Pour chaque domaine amont ou aval,les nouvelles organisationssont localisées à deux niveaux de profondeur. Elles permettent donc dedistinguer deux systèmes de transformations superposés
- un système de transformation supérieur;
- un système de transformation inférieur.
Enfin, les nouvelles organisations présentent des relationsgéométriques ou structurales avec le domaine initial qui permettentd'établir pour chaque domaine amont ou aval l'erdre de la formationde chacune d'entre elles. Par rapport au domaine initial, elles ontégalement une signification géochimique et minéralogique qu'il conviendra de préciser.
Le substrat géologique, connu exclusivement par ses altérites, a un pendage subvertical et des directions localement entrecroisées. Il se caractérise par une composition minéralogique monotone (quartz, ~uscovite) associée à une grande hétérogénéité texturale et structurale: schistes à alignement à grains plus grossiers,intercalés de filons pegmatitiques.
- 146 -
Dans l'ensemble d'altération, la ferruginisation des alianements subverticaux les plus grossiers, conserve la structure~edressée du substrat (alignements lithorelictuels continus pour lapegmatite, discontinus pour le schiste). Malgré un infléchissementdes alignements de nodules vers l'axe de drainage, cette structureest globalement conservée dans l'horizon pédoturbé jaune. Elle disparait dans l'horizon nodulaire.
Les nodules de l'horizon nodulaire sont en filiation soitavec les lithoreliques de l'ensemble d'altération (faciès schisteuxou pegmatitique), soit avec les halos glébulaires rouges à structurepédoturbée conservée de la partie inférieure de l'horizon pédoturbéjaune. Ils appartiennent ainsi à deux séquences d'évolution glébulaire :
- lithorelique ---+ nodules lithorelictuels ---+ nodule(séquence glébulaire lithorelictuelle);
- halo glébulaire ---+ nodule (séquence glébulaire àstructure pédoturbée conservée).
2) B~1~~iQ~~_~~~r~_1~_9Q~~i~~_i~i~i~1_~~_1~_9Q~~iQ~
sommital
Ces relations s'expriment soit par des différenciationslatérales progressives (de l'aval vers l'amont), soit par des frontsqui ~élimitent de nouvelles différenciations ondulées ou en cuvettes.
Ces différenciations appartiennent aux deux systèmes detransformation supérieur et inférieur qui sont superposés et séparés .
• Les différenciations latérales progressives correspondent(cf. fig. 70) :
- pour le système de transformation super~eur, à l'enveloppedes fronts de cortification centripète des nodules;
- pour le système de transformation inférieur, à unedéferruginisation partielle en relation avec la porosité tubulaire de l'ensemble d'altération qui présente alors un aspect bariolé.
Ce bariolage serait antérieur à la cortification des nodulespuisqu'il s'observe seul dans certaines collines à sommet convexe àupaysage schisteux environnant.
Dans les deux systèmes de transformation, il y a disparitionprogressive des organisations lithorelictuelles des glébules soit parconcentration centripète du fer (cortification), soit par déferruginisation de la périphérie des lithoreliques qui diminuent de taille.
Système de transformation inférieur• Déferruginisation partielle ••.•...•..•. ®
Front de déferruginisation .•.•.•......• CD- Front d'induration .•.•.•....•..•.•..... ®
LES DEUX SYST~~ES DE TRANSFORMATION===================================
,1
1, ,,
Système de transformation supérieur- Front de dégradation ...•••..... GD
Système de transformation inférieur- Front de déferruginisation •.... (D
,1 5
1, ,,•,
,,
,,
Les fronts de transformation ont été désignéspar des numéros (cf. légende: Domaine sommital,Domaine aval) qui indiquent l'ordre dans lequelchaque type de transformation s'est effectué.
- Les flèches indiquent le sens de la propagationdes fronts.
- G limites supérieure et inférieure de l'ensembleglébulaire (. nodule, 0 concrétion)
- A limite supérieure de l'ensemble d'altération(S : schiste, P : pegmatite).
N.B.
A4
FIG. 70 LES SYSTÈMES DE TRANSFORMATION ET LES TROIS DOMAINES DE LA TOPOSÉQUENCE
- 148 -
• Les différenciations ondulées ou en cuvettes sont postérieures aux précédentes puisqu'elles les recoupent. Elles sont délimit~spour chaque système de transformation par deux fronts (cf.fig. 70)
Système de transformation supérieur
. frond de dégradation;. front de glébulisation.
- Système de transformation inférieur
front de déferruginisation;front d'induration.
• ~~~ j~tq:_ f~o:"~t~_4..u_Sjj~~~~_ ~up§~~~U:!:.... correspondent à ladifférenciation de deux nouveaux fonds matriciels qui se surimposentpar transformation au fond matriciel pédoturbé jaune :
fond matriciel jaune pâle verdâtre sablo-argileux;
fond matriciel ja~ne vif argilo-limono-sableux.
Au niveau du rebord du sommet plan convexe (plateau), cesdeux fronts recoupent la différenciation initiale matérialisée enparticulier par l'ensemble glébulaire. Ils lui sont donc bien discordants et postérieurs. Lorsqu'on se dirige vers le centre du plateau, ils deviennent concordants à l'horizon concrétionné de l'ensemble glébulaire. Le front de dégradation et la nappe perchée temporaire qui l'accompagne se stabilisent même dans la partie médianede l'horizon concrétionné.
Cette concordance au centre et cette discordance à la per1phérie du plateau s'expliquent par la progression verticale descendante et latérale centrifuge (par rapport au centre du plateau) desdeux fronts e~ par le fait que ceux-ci n'ont pas atteint le reborddu plateau.
Ainsi, l'horizon concrétionné présente à la fois des caractères hérités de la différenciation initiale (continuité latéraleavec l'horizon nodulaire, organisations lithorelictuelles du nucleusdes concrétions) et des caractères déterminés par les nouvellestransformations: cortification centripète des nodules s'accentuantvers le centre du plateau, et, à la partie inférieure de l'horizonconcrétionné en arrière du front de glébulisation, une cortificationcentrifuge des concrétions (accrétion externe) .
Enfin, les deux fronts présentent des ondulations d'échellemétrique qui suivent celles de la limite inférieure de l'horizonconcrétionné. Ces ondulations résultent de l'action des chablis.
• f~li_~~_i~0!l~f!. _d!:!: _sJjf!.t:.è!!1~ _i_nf!~..i~~ isolent des fondsmatriciels décolorés dans des cuvettes d'échelle métrique situéesde part et d'autre de la transition entre l'horizon pédoturbé jauneet les altérites tachetées (schisteuse et/ou pegmatitique). Ils sont
- 149 -
donc bien discordants et postérieurs à l'horizon pédoturbé jaune età la différenciation latérale progressive des altérites tachetéesà partir des altérites rouges.
Les deux fronts présentent une double polarité avec descourbures opposées : front de déferruginisation convexe à progres-.sion verticale remontante, front d'induration concave à progressionverticale descendante. Ces courbures délimitent ainsi des lentillesbiconvexes dissymétriques que nous avons appelées '~uvettes internes" et qui traduisent également une progression latérale du syst~e
de transformation inférieur.
Ces cuvettes sont toujours situées à l'aplomb de certainesondulations à convexité dirigée vers le bas des deux fronts du système supérieur •
• L'ordre de la formation des nouvelles différenciationsdu doma.ine sommi ta l .
Cet ordre est résumé dans le tableau XIV. une incertitudesubsiste pour les "cuvettes internes" dans la mesure où nous donnéesne nous permettent pas de savoir si l'individualisation de ces cuvettes est antérieure ou postérieure à celle du système supérieur.
Différenciations ondulées 1 Différenciations latérales1
cuvettes 1progressivesou en 1
1Amont 1 Aval--1
Différenciations 1
Système de 1
de deux fonds 1 CortificationTransformation ( matriciels 1 centripète des
Accrétion externe1
nodulessupérieur 1
·3 1 21
1
Système de "cuvettes internes" 11
DécoloratiJn partielleTransformation 1
1
inférieur ( 1 des altérites11
·1 , 2ciations.
TABLEAU XIV
3 ordre dans la formation des nouvelles différen-
ORDRE DE LA FORMATION DES NOUVELLES DIFFtRENCIATIONSDU DOMAINE SOMMITAL
- 150 -
Les nouvelles différenciations qui apparaissent à l'aval dela toposéquence correspondent aux deux systèmes de transformation~
supérieur et inférieur, du domaine aval (cf. fig. 70). Ces deux systèmes sont séparés dans le haut de Versant. Ils se rejoignent et entrent en contact dans le bas de Versant.
Le système de transformation inférieur "remonte" le plusdans le versant. Il recoupe les orientations subverticales des lithoreliques de l'allotérite schisteuse dans le haut de versant et lesvariations lithologiques (schiste-pegmatite) dans le bas de versant.Il se surimpose donc par transformation, aux altérites du domaineinitial.Il est délimité par un front de déferruginisation et caractérisé par un front matriciel blanc kaolinitique. La déferruginisationatteint aussi la périphérie des lithoreliques, après celle du fondmatriciel interglébulaire et elle s'accentue de l'amont vers l'aval.
Le système de transformation supérieur s'individualise plusà l'aval, très exactement à la rupture de pente entre le haut et lebas de versant. Il recoupe l'horizon nodulaire et se forme donc audétriment des différenciations du domaine initial, au-dessus des altérites. Il est délimité par un front de dégradation et caractérisépar des fonds matriciels sableux.
Les deux fronts des systèmes super1eur et inférieur ontdes courbures opposées et une progression ~térale remontante. Lefront de dégradation recoupe le front de déferruginisation à l'aval.Il lui est donc discordant et postérieur.
B) RELATIONS GÉOCHIMIQUES ET MINÉRALOGIQUES
Dans la toposéquence, les transformations minéralogiquesrelèvent de trois mécanismes géochimiques :
- premier mécanisme : il dissout la kaolinite et les oxyhydroxydes de fer et il garantit la stabilité des quartz;
- deuxième mécanisme : il dissout le quartz et la kaoliniteet il garantit la stabilité des oxy-hydroxydes de fer et d'alumine;
- troisième mécanisme: il dissout les oxy-hydroxydes de fer.Il permet la néoformation de la kaolinite par altération des muscoviteset il garantit sa stabilité.
Le 1er et le Jème mécanisme sont déferruginisantS • Les transformations minéralogiques sont alors soustractives. Elles produisent:
des accumulations relatives ou résiduelles de quartz dansle cadre du 1er mécanisme;
- des accumulations relatives de kaolinite dans le cadre du3ème mécanisme.
- 151 -
Le 2ème mécanisme est ferruginisant. Les transformationsminéralogiques sont alors soit soustractives, soit additives. Ellesproduisent soit
- des accumulations relatives d'oxy-hydroxydes de fer(ex par concentration centripète du fer dans les glébules);
- des accumulations absolues d'oxy-hydroxydes de fer(ex accrétion externe, front d'induration) .
Suivant le mécanisme en jeu, le type et la nature des accumulations, il est possible de caractériser et de distinguer lestrois domaines de la toposéquence .
• Dans le domaine initial du haut de versant, les accumulations absolues d'hématite dans l'ensemble d'altération sont antérieures aux accumulations relatives dans les horizons sus-jacents.
Les accumulations relatives concernent la double évolutionparallèle (de bas en haut) des fonds matriciels interglébulaires etdes glébules. L'évolution des fonds matriciels interglébulaires estdéferruginisante, celles des glébules est ferruginisante par concentration centripète du fer. Elles produisent simultanément et parallèlement
- une accumulation relative de kaolinite (3ème mécanisme)dans les fonds matriciels interglébulaires;
- une accumulation relative de fer (2ème mécanisme) dansles glébules .
• Dans le domaine sommital, les transformations minéralogiques sont successivement (de haut en bas) soustractives puis additives et ce pour chacun des deux systèmes de transformation (supérieur et inférieur) .
Ces transformations produisent :
- Dans le système de tranformation supérieur
une accumulation relative de quartz sus-jacente aufront de dégradation (1er mécanisme);
• une accumulation relative (cortification centripète)et absolue (accrétion externe) de goethite alumineusesus-jacente au front de glébulisation (2ème mécanisme) •
- Dans le système de transformation inférieur
• une accumulation relative de kaolinite sous-jacenteau front de déferruginisation (3ème mécanisme);
• une accumulation absolue de fer au niveau du frontd'induration (2ème mécanisme).
Accumulation absolue de fer
sens de migrations probables des solutions
~,~
1.. i~~ 1
1.;.:~{Fe)
SCHÉMA LOCALISANT LES ZONES D'ACCUMULATION (HORS GLÉBULES)DANS LES SYSTèMES DE TRANSFORMATION
Accumulation relative de quartz (Q)
Accumulation absolue de fer sous formede goethite alumineuse (GoAl)
Accumulation relative de kaolinite (K)
FIG. 71
~~
- 153 -
Sous les "cuvettes internes" les transformations minéralogiques sont excZusivement soustractives par déferruginisation partielle de l'ensemble d'altération. La déferruginisation de cet ensemble est guidée par saporosité tubulaire qui assure les exportations de fer en profondeur. Elle s'accompagne d'une accumulationrelative de kaolinite par altération des muscovites (3ème mécanisme) .
• Dans le domaine avaZ, les transformations minéraZogiquessont excZusivement soustractives. Elles s'accentuent de l'amont versl'aval et se traduisent:
- Dans le système de transformation supérieur par :
• une accumuZation reZative de quartz à l'aval etau-dessus du front de dégradation (1er mécanisme) •
- Dans le système de transformation inférieur par :
une accumuZation reZative de kaoZinite à l'aval etau-dessous du front de déferruginisation (3ème mécanime) .
C) ANALOGIES ET DIFFÉRENCES ENTRE LES DEUX DOMAINES
SOMMITAL ET AVAL
• Les anaZogies
Les deux domaines sommital et aval qui encadrent le domaineinitial présentent en commun
deux systèmes de transformation superposés;
- un front de dégradation (1er mécanisme) et une accumulationrelative de quartz (système de transformation supérieur);
- un front ou une zone de déferruginisation (3ème mécanisme)et une accumulation relative de kaolinite (système de transformationinférieur) •
Il Y a donc dans les deux domaines sommital et aval et àdeux niveaux de profondeur des transformations minéraZogiques soustractives identiques et de ce fait dégradation du domaine initial sans(système de transformation supérieur) ou avec néoformation de kaolinite(système de transformation inférieur).
• Les différences
Le domaine amont se différencie du domaine aval :
- par un moindre développement des deux systèmes de transformation (plus partïculièrement du système inférieur);
- 154 -
- par une progression verticale descendante dominante desfronts des deux systèmes de transformation;
- par un front de ferruginisation (2ème mécanisme) ou parune accumulation absolue du fer pour chaque système de transformation.
Le domaine sommital moins transformé est donc le seul àavoir successivement de haut en bas et à deux niveaux des transformations minéralogiques soustractives puis additives.
Toutefois, dans le système de transformation inférieur,et à l'inverse du système supérieur, les accumulations absolues dufer sont discontinues et peu épaisses (à la base des "cuvettes internes"). Elles s'effectuent dans un ensemble d'altération partiellement déferruginisé. La tendance générale est donc à l'exportationprogressive du fer en profondeur.
De ces analogies et de ces différences, nous déduirons queles nouvelles transformations par dégradation du domaine initial définissent
- un milieu partiellement confiné dans la partie sommitalede la toposéquence;
- un milieu ouvert dans la partie aval de la toposéquence.
Il convient maintenant de relier les données recueilliessur la dynamique de l'eau aux organisations de la toposéquence etplus particulièrement à celles des systèmes de transformation.
- 155 -
DYNA~IQUE ACTUELLE ET ËVOLUTION
A) LE FONCTIONNEMENT HYDRIQUE ACTUEL ET SES RELATIONS
AVEC LES SYSTÈMES DE TRANSFORMATION
Les données sur la dynamique actuelle de l'eau dont ondispose concernent la position des nappes en saison des pluies(mai 1977, cf. fig. 6), la composition volumique de cinq profilsen saison sèche et en saison des pluies. (On a représenté dans desdiagrammes séparés la composition du sol total (cf. fig. 9) et celledu sol hors glébules (cf. fig. la» .Les marques d'érosion à la surface du sol sont aussi des indicateurs de la dynamique des eaux deruissellement (cf. chapitre!I) •
• Dans le sommet (domaine sommital), le plancher 'de la nappeperchée se maintient en saison des pluies à la base de l'horizonconcrétionné (cf. fig. 9, profil FBDT), et son toit se localise vers20 à 40 cm de profondeur. L'horizon pédoturbé jaune sous-jacent àl'horizon concrétionné est plus poreux et mieux aéré. A l'inverse,la saturation est atteinte en saison des pluies dans l'allotériteschisteuse tachetée dont la porosité est faible (40%). Elle est mêmequasiment totale en toutes saisons dans la "cuvette interne" sousjacente à une dépression circulaire (cf. fig. 9, profil FBD). Nousdéduirons de ces données que le ~ainage vertical est ralenti ~ deuxniveaux :
- dans l'horizon concrétionné. La réduction de la filtration permet l'installation saisonnière d'une nappe perchée qui s'écoule latéralement et déborde sur le versant;
- ~ns la partie supérieure de l'allotRrite schisteuse quiprésente une très faible aération et une évacuation lente et peuabondante en profondeur, en relation avec sa porosité tubulaire. Ledrainage vertical est même blèqué dans les "clIvettes internes".
Ce comportement hydro dynamique, est en aco-:;rd avec ledéveloppement des deux systèmes de transformation mis en évidencepar l'étude minéralogique et structur.ale. Dans le système de transformation supérieur, la variation saisonnière contrastée du p~do
climat (dessèchement puis engorgement par la nap~e perchée) permetla dissolution du plasma à kaolinite et à goethite alumineuse puisla cortification des glébules. Dans le système de transformation inférieur, la saturation fréquente de l'allotérite schisteuse ou permanente des "cuvettes internes" concorde avec la dé;'erruginisationpartielle et la néoformation de kaolinite .
• Dans le haut de versant (domaine initial), le sol est plusaéré (cf. fig. 9 : profil FE jusqu'à 1,4 m de profondeur). La variation saisonnière du stock hydrique et la perméabilité de surface sontfaibles et à l'inverse le ruissellement important. Ces conditions depédoclimat semblent devoir permettre le maintien en équilibre dynamique de l'horizon pédoturhé jaune et de l'allotérite schisteuserouge sous jacente.
- 156 -
• plus bas dans le versant (domaine aval), la nappe phréatiqueapparaît de moins en moins profonde de l'amont vers l'aval. Son toitcoincide avec la limite supérieure du fond matriciel blanc kaolinitique du système de transformation inférieur, mais l'allotérite schisteuse tachetée,qui est au-dessous,parait en relation avec un battement de nappe. Il est donc possible que le niveau actuel de la nappesoit au-dessous de celui qui a présidé à la formation de l'allotéritetachetée. Dans cette hypothèse, l'abaissement de la nappe serait dûà la réincision à l'aval du versant .
• A la rupture de pente avec le bas de versant,les eaux deruissellement issues des parties hautes du modelé rejoignent ensaison des pluies les eaux de la nappe phréatique. Ce drainage superficiel et latéral pourrait être à l'origine de la formation et dudéveloppement du système de transformation supérieur. Dans ce système,les variations saisonnières d'humectation et de dessication favorisentla dissolution du plasma.
Ainsi dans les deux domaines amont et aval, la dégradationdes plasmas s'effectue danR les horizons superficiels en conditionsalternativement saturées et aérées (systèmes de transformation supérieurs); la néoformation de kaolinite se produit dans des horizonsplus profonds, longuement ou constamment saturés (SYStèmfS de transformation inférieurs) •
Dans le domaine amont, les éléments dissous recristallisentà différents niveaux de profondeur, ou sont exportés soit latéralementpar débordement de la nappe perchée, soit en profondeur.
Dans le domaine aval, les éléments dissous sont exportéslatéralement par la nappe qui alimente les eaux du petit ruisseau.
Les systèmes de transformation produisent de ce fait uneérosion chimique aotive qui concourt à l'abaissement du modelé àpartir du sommet d'une part et du bas de versant d'autre part.
L'étude de la surface du sol indique que l'érosion mécanique est nulle sur le sommet, active sur le haut de versant, sélectivedans le bas de versant (accumul?tion de sables). Ces marques de l'érosion actuelle témoignent d'un recul du versant parallèlement à luimême aux dépens du sommet. Plus précisément, ce recul résulte del'effet combiné de l'érosion superficielle et d'un tassement parérosion chimique (incurvation vers l'aval des alignements lithorelictuels du versant) .
Enfin, la réincision à l'aval de la séquence et l'abaissement consécutif du toit de la nappe phréatique expliquent, dans ledomaine aval, la discordance et l' "enfoncement" du système de transformation supérieur dans le système inférieur, dont la progressionlatérale remontante serait alors arrêtée.
- 157 -
. Altérite schisteuse rougec===J . Ensemble pédoturbé jauneo.'b·.·.·.. Ensemble glébulaire (0 concré
tion, • nodule).
SSASIASSaSla
Système supérieur amontSystème inférieur amontSystème supérieur avalSystème inférieur aval
FIG. 72 SCHÉMA DES ÉVOLUTIONS DU MODELÉ ET DES SYSTÈMES DE TRANSFORMATION
- 158 -
~) ORIGINE ET ÉVOLUTION DE LA COUVERTURE PÉDOLOGIQUE
A la lumière des données précédentes et des résultats minéralogiques et structuraux, nous pouvons tenter de reconstituer l'origine et l'évolution de la couverture pédologique (cf. fig. 72). Al'origine, nous considèrerons que le domaine initial occupe la totalité de la couverture pédologique et que le modelé se présente sousforme d'une petite colline à sommet convexe. L'évolution ultérieurede cette couverture peut être attribuée à la fois à l'érosion chimique toujours active et à une modification des facteurs externes liéeà :
- une accentuation récente de la pluviosité;
- un abaissement du niveau de base entretenu par la lentesurrection de la façade maritime du bouclier guyanais (BOULET, 1981).
La réincision à l'aval de la colline est la marque de cesfacteurs externes. Elle a pour conséquence:
- un réajustement du toit de la nappe phréatique qui présentealors une plus forte pente. Cette nappe s'abaisse dans le systène detransformation inférieur dont la progression latérale remontante n'estplus active;
- un développement du système de transformation supérieurqui s'''enfonce'' dans le système inférieur.
A l'amont de la couverture pédologique, l'érosion chimiqueplus active conduit à l'aplanissement du sommet et à l'installationde conditions hydromorphes. Les deux systèmes de transformation (supérieur et inférieur) se développent alors dans les niveaux les moinsperméables des sols du sommet. Dans l'avenir, nous pouvons prévoirl'extension latérale et verticale des "cuvettes internes" kaolinitiques(système de transformation inférieur) qui vont s'anastomoser et remonter également dans le système de transformation supérieur. Au stadeultime de l'évolution, le domai~e sommital pourrait comprendre unhorizon sableux continu sus-jacent à un horizon blanc kaolinitique.Le niveau concrétionné serait situé de part et d'autre de la limiteentre ces deux horizons.
Ainsi, la partie sommitale de la colline est le s1ege d~
transformations dont l'évolution procède essentiellement de l'érosionchimique et qui sont indépendantes des transformations de l'aval dontl'évolution est modulée par la réincision du réseau hydrographique.
CONCLUSIONS GÉNÉRALES
- 161 -
L'analyse minéralogique et structurale d'une toposéquencesur schistes de Guyane française a été réalisée depuis l'échelle duterrain jusqu'à celle de l'assemblage élémentaire des cristallites,en utilisant des moyens de caractérisation variés et complémentaires.Elle a permis de mettre en évidence l'existence de systèmes de transformation qui se surimposent à un domaine initial lui-même différencié et qui est conservé à l'amont du haut de versant. Trois mécanismes géochimiques ont été distingués. Ils sont associés différementd'un système de transformation à l'autre et définissent globalementun domaine partiellement confiné au sommet et un domaine ouvert àl'aval.
Dans les altérites du domaine initial, l'accumulation abso~
lue du fer a été guidée par les orientations subverticales héritéesdu schiste (quartz, muscovite). Elle est plus importante dans lesalignements à grains grossiers. Or cette accumulation inégale du feroriente les transformations minéralogiques ultérieures dans les horizons sus-jacents aux altérites. Du bas vers le haut, nous constatons ainsi une évolution inverse entre la séquence des fonds matriciels interglébulaires qui est déferruginisante et la séquence nodulaire qui est ferruginisante.
Au contraire, l'individualisation et la progression dessystèmes de transformation sont relativement indépendantes des variations lithologiques latérales (filons pegmatitiques redresséset alignements également subverticaux dans le schiste). Elles sontcompatibles avec la dynamique actuelle de la couverture pédologique(eau, chablis, érosion).
L'érosion chimique prédomine dans ce milieu où les départsse font essentiellement sous forme dissoute et où le bilan des transformations est globalement soustractif. Elle produi~ un abaissementgénéral du modelé mais affecte inégalement les trois facettes de latoposéquence (sommet, haut de versant, bas de versant). Elle se combine actuellement sur le haut de versant à une érosion mécaniqueactive.
x
x x
Les aspects plus spécifiques de la toposéquence étudiée,et qui ont été plus particulièrement développés dans ce travail,concernent l'altération des muscovites en kaolinite, les cristallisations géodiques dans les nodules, l'accrétion externe des glébuleset la formation des chablis .
• L'altération des muscovites en kaolinite
La progression de l'altération diffère suivant la tailledes muscovites. Dans les paquets micacés de grande dimension, elleprogresse de lamelle en lamelle d'une façon centrifuge et aboutità l'individualisation de vermicules de kaolinite. Au contraire,dans les paillettes, elle débute à l'extrémité des lamelles et progresse de façon centripète en donnant des formes en éventail. La
- 162 -
pédoturbation, en dissociant les muscovites en particules de plus enplus petites, a de ce fait une grande influence sur la taille et laforme des cristallites de kaolinite qui se forment aux différentsstades de l'évolution structurale.
Dans la toposéquence, l'altération des muscovites en kaolinite est soit antérieure à la ferruginisation des altérites du domaineinitial, soit postérieure à la déferruginisation de celle-ci. La néoformation massive de kaolinite correspond à des zones déferrifiéeset qui sont presque constamment saturées : elle est plus importanteà l'aval, où le milieu est ouvert par écoulement latéral de la nappe,qu'au sommet où l'élimination du fer est incomplète et le drainagetrès ralenti. Dans les deux cas, le front de kaolinitisation estremontant .
• Les cristallisations géodiques dans les glébules
L'étude de la séquence de transformation des lithoreliquesen nodules a permis de mettre en évidence une paragénèse complexe deleurs plasmas.:
cristalli-plasma kaolinitique issu de l'altération desmuscovites;
- plasma argilo-ferrugineux à kaolinite et à hématite;
- cristalli-plasma ou cristallisation géodique de goethitefibreuse faiblement substituée en AlOOH et de gibbsite.
Le développement des cristallisations géodiques est iié àla concentration centripète du fer. Cette dernière s'accompagne d'unedissolution localisée du plasma argilo-ferrugineux/d'une exportationsélective des éléments dissous (Si, Al, Fe) et d'une cristallisation,avec ségrégation du fer et de l'alumine, au niveau des vides de dissolution. Dans certains cas, ces cristallisations sont en relationavec les parois de dissolution des quartz et la coexistence à ceniveau du quartz et de la gibbsite traduit globalement un milieu fortement désilicifiant .
• L'accrétion externe des glébules
Dans la partie sommitale de la toposéquence, à la base del'horizon concrétionné, l'accumulation absolue de fer dans le fondmatriciel interglébulaire s'accompagne d'une dissolution de la kaolinite et d'une néoformation de goethite alumineuse. L'accumulationde goethite alumineuse se développe soit dans le fond matriciel interglébulaire, soit à la périphérie des concrétions. Elle produitune accrétion externe ou cortification centrifuge qui accrott lenombre et la taille des concrétions.
- 1.63 -
• Les reZations entre Zes chabZis et Zes systèmes detransformation
Dans le paysage forestier étudié, nous avons mis en évidencel'influence de la différenciation du sol et du pédoclimat sur la chutenaturelle des arbres par le vent (chablis) et celle des chablis surles systèmes de transformation du sommet.
Il apparaît plus précisément que
l'engorgement des horizons super~eurs et l'enracinementsuperficieZ des arbres favorisent les chabZis;
- les chablis produisent, à leur tour, des onduZations dansla différenciation du système de transformation supérieur;
- ces ondulations et les dépressions de surface favorisent,d'une facon localisée et en profondeur, la dégradation de la couverturepédologique (déve.loppement de poches ou "cuvettes internes" defArrifiéeset kaolinitisées) .
x
x x
Les aspects pZus généraux qui se dégagent de l'étude de latoposéquence ont trait aux systèmes de transformation et à leur miseen évidence.
· D'un point de vue méthodoZogique, nous constatons la nécessité d'étudier les différents niveaux d'organisation de l'échellede la toposéquence à celle de l'assemblage élémentaire des cristallitesen portant l'attention sur les filiations minéralogiques et les relations structurales qui peuvent être établies entre chaque niveau.C'est l'anaZyse structuraZe,exprimée en terme de concordance ou dediscordance, qui permet de dégager dans la complexité des différenciations verticales et latérales celles qui résultent de transformations progressives à partir du matériau originel et celles qui sontsignificatives d'une surimposition par transformation.Ces surimpositions minéralogiques et structurales correspondent aux systèmes detransformation.
· D'un point de vue de Za dynamique évoZutive des systèmesde transformation, nous constatons la juxtaposition à courte distancede milieux où les mécanismes géochimiques sont différents, voire mêmeopposés : ferruginisation ou déferruginisation; néoformation ou dégradation de la kaolinite ..• Ces évolutions ont pu être reZiées danscertains cas à des conditions pédocZimatiques actueZZes par exemplela néoformation de kaolinite à une saturation permanente, sa dégradation,dans les horizons superficiels,à un pédoclimat plus contrasté.
Les transformations mises en évidence ici présentent desanaZogies, au plan structural ou au plan minéralogique et goéchimique,avec celles qui ont été décrites au Cameroun par BOCQUIER et MULLER J.P.(1973), au Tchad par BOCQUIER (1971), en Haute Volta et en Guyane
- 164 -
française par BOULET (1974, 1979, 1981), en Casamance par CHAUVEL(1977) etc ... Le travail présenté dans ce mémoire apporte donc unecontribution à la connaissance des systèmes de transformation dansles couvertures pédologiques des régions tropicales humides et ila grandement bénéficié de l'expérience accumulée par ces auteurs.
En Guyane française et pour les paysages schisteux du sudde Sinnamary, cette connaissance de l'organisation du sol et del'évolution des systèmes de transformation dans les deux dimensionsexplorées par la toposéquence peut également contribuer à fonderl'analyse tridimensionnelle d'un type de couverture pédologique etservir ainsi les objectifs de la cartographie.
- 165 -
BIBLIOGRAPHIE
ALEXANDER L.T., CAnY J.G., 1962. Genesis and hardening of Lateritein soils. Soil Conserv. Serv., US Dep. Agric., 1282.
ALIMEN H. et DEICHA G., 1958 - Observations pétrographiques sur les"meulières" pliocène. Bull. Soc. Géol. Fr., Paris, sér.6, 8, 2, pp. 77-90.
ANGEL B.R., JONES J.P.E. and HALL P.L., 1974. Electron Spin Resonancestudies of doped synthetic kaolinite. I.CZay MinéraZs, 10,247-255.
ANGEL B.R. and VINCENT W.E.J., 1978. Electron Spin Resonance studiesof iron oxides associated with surface of kaolins. I. CZayMinéraZs, 26, 263-272.
BARRIOS J., PLANCON A., CRUZ M.I. and~HOUBAR C., 1977. Qualitativeand quantitative study of stacking faults in a hydrazinetreated kaolinite. Relation ship with the infrared spectra.Clays and Clay minerals 25 : 422-429.
BARRUOL J., 1959. Carte géologique détaillée de la France. Départementde la Guyane. Feuille de Kourou et notice explicative. Imprimerie NationaZe, 17 p.
BAYLY B., 1976. Introduction à la pétrologie. Masson, 356 p.
BLANCANEAUX Ph., 1973. Notes de pédologie guyanaise. Les Djougoung-Pétédu bassin versant expérimental de la crique Grégoire (Sinnamary-Guyane fraçaise). Cah. ORSTOM, Sér. PédoZ- Vol. XI, nO 1,29-42.
BLANCANEAUX Ph., 1974. Essai de synthèse pédo-géomorpho et sédimentologique de la guyane française. Centre ORSTOM de Cayenne.MuZtigr. 141 p.
BOCQUIER G., 1971. Genèse et évolution de deux toposéquences de solstropicaux du Tchad. Interprétation biogéodynamique. Thèse,ORSTOM, Paris, 364 p.
BLOKHUIS W.A., SLAGERS S. et VAN SCHAGEN R.H., 1970. Plasmic fabricsof two sudan vertisols. Geoderma, Amsterdam, 4, 2, p. 127137.
BOCQUIER G., NALOVIC L.J., 1972. Utilisation de la microscopie électronique en pédologie. Cah. ORSTOM, Sér. PédoZ., Vol. X,nO 4, 411-434.
BOCQUIER G., MULLER J.P., 1973. Les coupes du chemin de fer transcamerounais de Bélabo à Ngaoundéré. Reconnaissance pédologique.Rapport ORSTOM. CAMEROUN. Cote P 196, 29 p.
- 166 -
BOCQUIER G., 1976. Géochimie des altérations. Synthèses et perspectives : migrations et accumulations de l'aluminium et du fer.BuH. Soa. GéoZ, Fr., (7), XVIII, 1: 69-74.
BOCQUIER G., BOULANGE B., ILDEFONSE P., NAHON D., MULLER D., 1983.Transfers, Accumulation modes, Mineralogical transformationsand complexity of historical developement in Lateriticprofiles. Int. Symp. Lateriting, Froa., 2, Sao PauZo, 9 p.
BONNIN D., MULLER S., CALAS G., 1982. Le fer dans les kaolins. Etudepar spectromètries R.P.E., Môssbauer, Exafs. BuZZ. MineraZ.105, 467-475.
BOULANGE B., 1983. Les formations bauxitiques latéritiques de Côted'Ivoire. Les faciès, leur transformation, leur distributionet l'évolution du modelé. Thèse Université de Paris VII, 341p.
BOULET R., 1974. Toposéquences de sols tropicaux en Haute Volta.Equilibres dynamiques et bioclimatiques. Thèse Faa. Sai.Strasbourg, 330 p. muZtigr. (nO CNRS AO 9953).
BOULET R., 1977. Aperçu sur le milieu pédologique guyanais. Caractères originaux et conséquences sur la mise en valeur.Rapport ORSTOM Cayenne, aote P. 150, 36 p.
BOULET R., 1977. Organisation de certains sols de Guyane françaiseen système à forte différenciation latérale : un nouvelexemple de couvertures pédologiques en déséquilibre.ORSTOM Cayenne, aote P. 170, 12 p.
BOULET R., FRITSCH E., HUMBEL F.X., 1978. Méthode d'étude et dereprésentation des couvertur~pédologiquesde Guyanefrançaise. Rapport ORSTOM Cayenne, aote 177, 24 p.
BOULET R., BRUGIERE J.M., HUMBEL F.X., 1979. Relation entre organisation des sols et dynamique de l'eau en Guyane françaiseseptentrionale. Conséquences agronomiques d'une évolutiondéterminée par un déséquilibre d'origine principalementtectonique. Sa. du soZ, nO 1, 3-18.
BOULET R., 1981. Etude pédologique des bassins versants Ecerex.Bilan de la cartographie. Bulletin de liaison ECEREX nO 4,OR5TOM Cayenne, 4-22.
BOURGEAT F., 1970. Contribution à l'étude des sols sur socle ancienà Madagascar. Types de différenciation et interprétationchronologique au cours du quaternaire. Thèse Sei. Strasbourg, 310 p. et Mém. ORSTOM, 57, 1972, 335 p.
BOYE M., 1976. Atlas des D.O.M. - La GuyaneC.N.R.S. - ORSTOM, 1979.
Relief, C.E.G.T. du
BREWER R.,. 1964. Fabric and mineraI analysis of soils. John WiZey& Sons, INC. New York, London, Sydney. 470 p.
- 167 -
CAMBIER Ph., 1975. Application<ie la spectrométrie d'absorption infrarouge à l'étude des minéraux argileux du sol. ORSTOM Paris.Mu Ztigr. 37 p.
CHATELIN Y., MARTIN D., 1972. Recherche d'une terminologie typologique applicable aux sols ferrallitiques. Cah. ORSTOMsér. Pédol., vol. X, n 0 1, pp. 22-43.
CHAUVEL A., 1977. Recherches sur la transformation des sols ferrallitiquesdans la zone tropicale à saisons contrastées. ORSTOM ParisColl. Trav. et Doc. nO 62, 532 p.
CHAUVEL A., BOULET R., JOIN P., BOCQUIER G., 1983. Aluminium and ironoxi-hydroxide segregation in nodules of latosols developedon tertiary sediments (Barreiras). Région of Manaus-AmazonBrazil. IIème Int. Seminar on laterisation Processus SâoPaulo.
CHOUBERT B., 1978. Atlas des D.O.M. - La Guyane :Géologie,C.E.G.T.du C.N.R.S. - ORSTOM, 1979.
CLAISSE G., 1972. Etude de la solubilisation du quartz en voie d'altération. Cah. ORSTOM, Sér. Pédol., Vol. X, nO 2, 97-122.
CURMI P., 1979. Altération et différenciation pédologique sur granite en Bretagne. Etude d'une toposéquence. Thèse Doc. Ing.Sei. du Sol, I.N.R.A. Rennes, 176 p.
CURMI P., FAYOLLE M., 1980. Caractérisation microscopique de l'altération dans une arêne granitique à structure conservée.IWGSUSM, 1980. Pudoc, Wageningen, 1981.
CHEKIN s.s. et al., 1974. Transformation of feldspar and muscovite occuring in kaolin weathering crusts (In kaoliny). Izd, Nauka,Moscow, SUN, 88-95.
DEJOU J., GUYOT J., ROBERT M., 1977. Evolution superficielle desroches cristallines et cristallophyliennes dans lesrégions tempérées. I.N.R.A. 464 p.
DELVIGNE J., MARTIN H., 1970. Analyse à la microsonde électronique del'altération d'un plagioclase en kaolinite par l'intermédiaired'une phase amorphe. Cah. ORSTOM, Sér. Géol., Vol. II, nO 2,259-295.
EBERHART J.P., HAENEL c., EHRET G., 1977. Essai d'étude structuralede phyllosilicates suivant la normale aux feuillets àl'aide de la diffraction électronique. Clay Minerals, 12,245.
FARMER V.C., 1974. Infrared spectraofminerals. Mineralogical Society,London, 341 p.
FAUCK R., 1971. Contribution à l'étude des sols des régions tropicales : Les sols rouges sur sables et sur grès d'~frique
occidentale. Thèse Sei. Nat., Strasbourg. Multigr., 377 p.
- 168 -
FAUGERES J.C., PAQUET H., MILLOT G., 1976. Phénomènes diagénétiquessuccessifs dans les grès du zermoun (Fides Prérifaines,r-1aroc) .Felds-pathi..sation, kaolini tisation et épigénies carbonatées. Sc. Géol. Bull., 29, 4, pp. 259-272, Strasbourg.
FAYOLLE M., 1979. Caractérisation analytique d'un profil d'argile àsilex de l'Ouest du bassin de Paris. Thèse 3è cycZe. Univ.Paris VII, 181 p.
FLAGEOLLET J.C., 1980. Aspects morphoscopiques et èxoscopiques desquartz dans quelques sols ferrallitiques de la région deCechi (Côte d'Ivoire). Cah. ORSTOM, Sér. PédoZ., VoZ. XVIII,nO 2, 111-121.
FRANKEL J.J., BAYLISS p., 1966. Ferruginised surface deposits fromNatal and Zululand South Africa. Journ. Sedim. Petrol.,36, 1 : 193-201.
FRITSCH E., 1977. Organisation d'une toposéquence de sols sur schisteBonidoro de Guyane française (piste de St-Elie). Etude morphologique. Rapport ORSTOM Cayenne, cote P. 174, 72 p.
FRITSCH E., 1979. Etude des organisations pédologiques et représentation cartographique détaillée de quatre bassins versantsexpérimentaux sur schiste Bonidoro de Guyane française(piste de St-Elie). Rapport ORSTOM Cayenne, cote P. 183,3 p. - 4 cartes (Bassins A, C, E, F).
FRITSCH E., 1982. Aspects morphologiques et cristallochimiques del'altération de la muscovite en kaolinite (Guyane française).Rapport ORSTOM Adiopodoumé, 32 p.
FRITSCH E., 1982. Aspects de surface de grains de quartz prélevés dansl'ensemble d'altération et l'ensemble meuble supérieur sabloargileux d'une couverture pédologique surbaissée de Guyanefrançaise. Relation entre ces aspects de surface et le régimehydrique des ensembles pédologiques étudiés. Rapport ORSTOMAdiopodoumé, 16 p.
FRITSCH J.M., 1981. Ecoulement et érosion sur les bassins versantsECEREX en 1979. Bulletin de liaison ECEREX n° 4, ORSTOMCayenne, 23-44.
GAVAUD ~., 1970. Les sols du Niger méridional. Rapp. Cent. Off.Sei. Teehn. Outre-Mer (O.R.S.T.O.M.), Dakar, multigr.906 p.
GOLDICH S.S., 1938. A study in rock weathering~ J. GeoZ., 46, 17-23.
GOODMAN B.A., 1978. An investigation by Mëssbauer and E.P.R. spectroscopy of the possible presence or iron-rich impurity phase insome montmorillonites. CZay MineraZs, 13, 351-356.
HERBILLON A.J., MESTDAGH M.M., VIELVOYE L., DEROUANE E.G., 1976. Ironin kaolinite with special reference te kaolinite from tropical soils. CZay MineraZs, 11, 3, 201-220.
- 169 -
HINCKLEY D,.,N., 1963. Variabili ty in "cristallinity" values among theKaolin deposits of the coastal plain of Georgia and southCarolina. Clay Minérals, 13 : 229-235.
HUMBEL F.X., 1976. L'espace poral des sols ferrallitiques du Cameroun.Caractéristique et comportement en relation avec les reg~mes
hydriques et les bioclimats. Travaux et documents de l'ORSTOM,306 p.
HUMBEL F.X., 1978. Relation entre: Certains caractêres morphologiqueset la composition volumique saisonniêre en air et en eau, lecomportement à l'infiltration et à la filtration, la distribution verticale des racines en quelques points caractéristiques des sols de Guyane française septentrionale. ORSTOMCayenne, Multigr., 64 p.
HUMBEL F.X., 1978. Caractérisation par des mesures physiques, hydriqueset d'enracinement, de sols de Guyane française à dynamique del'eau superficielle. Sa. du sol, nO 2, 83-94.
JANOT C., GIBERT H., DE GRAMONT X., BIMIS R., 1971. Etude des substitutions Al-Fe dans les roches latéritiques. Bull. Soa. Fr.Minér. Cristallogr., 94 , 367-380.
JONES H.A., 1965. Ferruginous oolithes and pisolithes. J. Sediment.Petrol., 35, 4, 838-845.
KALOGA B., 1976. Contribution à l'étude du cuirassement : Relationsentre les gravillons ferrugineux et leurs matériaux d'emballage. Cah. ORSTOM, Sér. Pédol., Vol. XIV, nO 4, 299-319.
KR!NSLEY D.H. and DOORNKAMP J.C., 1973. Atlas of quartz sand surfacetextures. Cambridge University Press, 91 p.
KULB!CK! G., M!LLOT G., 1960. L'évolution de la fraction argileusedes grês pétroliers cambroordoviciens du Sahara central.Bull. Serve Carto. Géol. Als.Lorr., 13 p, pp. 147-156.
LACRO!X A., 1914. Les latérites de la Guinée et les produits d'altération qui leur sont associés. Nouv. Arch. Mus. Hist. Nat.,paris, 1913, sér. 5, V, 255-356.
LELONG F., 1967. Nature et genêse des produits d'altération de rochescristallines sous climat tropical humide (Guyane française).Thèse Faa. Sai. Nanay. Sai. de la Terre, Mêm. 14, Nanay, 188 p.
LENEUF N., 1972. Aspects microscopiques de la surface de grains de quartzdu continental terminal de Côte d'Ivoire. Cah. ORSOTM, Sér.Géol., Vol. IV, nO 1, 53-65.
LENEUF N., 1973. Observations stéréoscopiques sur les figures de corrosion du quartz dans certaines formations superficielles. Cah.ORSTOM, Sér. Pédol., Vol XI, nO 1, 43-51.
LEPRUN J.C. et NAHON D., 1973. Cuirassements ferrugineux autochtonessur deux types de roches en Afrique de l'Ouest. Bull. Soc.Géol., Fr., (7), XV, 3-4, p. 356-361.
- 170 -
LEPRUN J.C. (1979). Les cuirasses ferrugineuses des pays cristallins del'Afrique occidentale sèche. Genèse. Transformations. Dégradations. Thèse Sci. Nat., Strasbourg, 203 p.
LE RIBAULT L. (1971). Présence d'une pellicule de silice amorphe à lasurface de cristaux de quartz des formations sableuses. C.R.Ac. Sc., T 272, 1933-1936.
LEVEQUE A., 1975. Pédogenèse sur le socle granito-gneissique du Togo.Différenciation des sols et remaniements superficiels.Thèse Sei. Nat., Strasbourg. Multigr., 301 p.
LEVEQUE A., 1978. Les concentrations du fer dans les sols développéssur le socle granito-gneissique du Togo. Cah. ORSTOM, Sér.Pédol., Vol. XVI, nO 1.
MAZEAS J.P., 1961. Carte géologique détaillée de la France. Départementde la Guyane. Feuille d'Iracoubo et notice explicative. Imprimerie Nationale, 21 p.
MEADS R.E., MALDEN P.J., 1975. Electron spin resonance in natural kaolinites containing Fe3+ and other transition metal ions.Clay Minerals, 10, 313-345.
MESTDAGH M.M., VIELVOYE L., HERBILLON A.J., 1980. Iron in kaolinite :II the relationship between kaolinite crystallinity and ironcontent. Clay Minerals, 15, 1-13.
MILLOT G., 1964. Géologie des argiles. Masson Ed., Paris, 499 p.
MILLOT G. et FAUCK R., 1971. Sur l'origine de la silice des silicifications climatiques et des diatomites quaternaires duSahara. C.A. Aead. Sei., Paris, 272, D, 1 : 4-7.
MULLER D., 1979. Contribution à l'étude de la différenciation des horizons nodulaires des sols ferrallitiques congolais sur granitogneiss. Thèse 3è cycle, Univ. Paris VII, 118 p.
MULLER D., BOCQUIER G., NAHON D., PAQUET H., 1980. Analyse des différenciations minéralogiques et structurales d'un sol ferrallitique à horizons nodulaires du Congo. Cah. ORSTOM, Sér.Pédol., Vol. XVIII, nO 2, 87-109.
MULLER J.P., 1983. Microanalyse de paragénèses successives dans desnodules ferrugineux d'un sol ferrallitique du Cameroun.Coll. Int. CNRS, Pétrologie des altérations et des sols,Paris, juillet 1983 (à paraitreJ.
NAHON D., 1970 - Nouvelles observations sur les faciès d'altérationsanciennes au Sénégal et en Mauritanie. Trav. Lab. Sei.Terre, St Jérôme - Marseille, A, 2, 50 p.
NAHON D., 1971. Contribution à l'étude de la genèse des cuirassesferrugineuses quaternaires sur grès : exemple du massifde Ndias (Sénégal occidental). Rapp. Dept. Géol. - Fae.Sei. Univ. Dakar, 31, 31 p.
- 171 -
NAHON D., DEMOULIN D., 1971. Contribution à l'étude des formationscuirassées du Sénégal occidental (Pétrographie, morphologieet stratigraphie relative. Rev. Géogr. Phys. Géai. Dyn.,13, 1 : 35-54.
NAHON D., 1976. Cuirasses ferrugineuses et encroûtements calcaires auSénégal occidental et en Mauritanie. Systèmes évolutifs :Géochimie, structures, relais et coexistence. Thèse Doc. esScience, Mémoi~e nO 44. Univ. L. Pasteu~ de St~asbourg. Institut de Géologie. 232 p.
NETTLETON W.D., DANIELS R.B. and Mc CRACKEN R.I., 1968. Two NorthCarolina coastal plain catenas. l - Morphology and fragipandevelopment. Sail Sci. Soc. Amer. Proc., 32, p. 577-582.
NQVIKOFF A. et al., 1972. Altération des biotites dans les arènes despays tempérés, tropicaux et équatoriaux. Sc. Géol. Bull.,25, 4, 287-305.
NOVIKOFF A., 1974. L'altération des roches dans le massif du Chaillu(République Populaire du Congo). Formation et évolution desargiles en zone ferrallitique. Thèse Sc. Nat. Strasbourg1974 - C.N.R.S. n° A.O. 9409, 298 p.
OLIVIER D., VEDRINE J.C., PEZERAT H., 1977. Application à la localisation des substitutions isomorphiques dans les micas : localisation du Fe3+ dans les muscovites et les phlogopites. J.Sol. Stat. Chem., 20, 267-279.
PARFENOFF A., POMEROL C., TOURENQ J., 1970. Les m~neraux en grains,méthodes d'étude et détermination. Masson, Paris, 578 p.
PARRON C., 1975. Contribution à l'étude des paléoaltérations des grésdu cétacé supérieur du Gard (de Pont Saint-Esprit à Uzès) •Conséquences stratigraphiques et paléogéographiques. Thèse,Univ. de droit, d'économie et des sei. d'Aix-Marseille, 103p.
PARRON c., GUENDON J.L., BOULANGE B., BOCQUIER G., 1983. Evolutionsminérales et microstructurales dans les bauxites du midi dela France. Mécanismes de la bauxitisation sur substrat carbonaté. Coll. ATP Géochimie et Métallogénie, 9 p.
PEDRO G., 1975. Note sur la nécessité et l'importance d'une distinctionfondamentale entre type et degré d'altération. Application auproblème de la définition de la ferrallitisation.CR. Acad.Sei. Paris, T. 280, (17 Février 1975), Sér. D, 825-828.
PREEZ J.W. DU, 1954. Notes on the occurence of oolites and pisolitesin Nigerian laterites. Congo Geai. Int., 19, Alger, 1952,21, p. 163-169.
RICHARDSON S., 1975. A pink muscovite wi th reserve pleochroismf'fromArcher's Post, Kenya. American Mineralogist, Vol. 60, 73-78.
ROBERT M., 1971. Etude expérimentale de l'évolution des micas (biotites). I. Les aspects du processus de vermiculitisation. Ann.Agron., 22 (1), 43-93.
- 172 -
ROBERT M., BARSHAD I., 1972. Transformation expérimentale des micasen vermiculites ou smectites. Propriétés des smectites detransformation. Bull. Gr. fr. des argiles 3 T. XXIV3 137-151.
ROCHE M.A., 1978. Les bassins versants expérimentaux Ecerex en Guyanefrançaise. Etude comparative des écoulements et de l'érosionsous forêt tropicale humide. Cah. ORSTOM3 Sér. Hydrol' 3
Vol. XV3 nO 43 365-378.
ROCHE M.A., 1982. Comportements hydrologiques comparés et érosion del'écosystème forestier amazonien à Ecerex, en Guyane.Cah. ORSTOM3 Sér. Hydrol. 3 Vol. XIX3 nO 23 81-105.
RODE A.A., YARlLOVA Y.A. and RASHEVSHAYA l.M., 1960. Certain geneticcharacteristics of dark soils of large depressions. SOV.
Soil Sei., Washington, 8, p. 799-809.
ROSELLO V., MULLER J.P., ILDEFONSE Ph., BOCQUIER G., 1983. Analyse detransformations structurales et minéralogiques, par altération et pédogénêse, d'une migmatite de l'Est du Cameroun.An. de la fac. des Sei. de Yaoundé3 Sér. IV3 T. 13 nO 13 7-34.
ROUBAULT M., 1963. Détermination des m1neraux des roches au microscopepolarisant. Lamarre Poinat3 Paris 3 365 p.
SARAZIN G., ILDEFONSE Ph., MULLER J.P., 1982. Contrôle de la solubilitédu fer et de l'aluminium en milieu ferrallitique. Geochimicaand Cosmochimica Acta3 463 1267-1279.
SEDDOH F.K., 1973. Altération des roches cristallines du Morvan(Granites, Granophyres, Ryolites). Etude minéralogique,géochimique et micromorphologique. Paris, Doin, Thèse Sei.Nat. Dijon. 1973 - C.N.R.S. n° A.O. 8651,377 p.
SEDDOH F.K., PEDRO G., 1974. Caractérisation des différents stades detransformation des biotites et biotites chloritisées dansles arènes granitiques du Morvan. Bull. Gr. Fr. Argiles 3
T. 263 107-125.
SEDDOH F.K., PEDRO G., 1975. Aspects microgéochimiques de l'altérationsuperficielle. Application à l'étude de l'évolution des minéraux dans les arènes granitiques. Cah. ORSTOM3 Sér. Pédol. 3
Vol. XIII3 nO 13 7-25.
SERSTEVENS A.T., ROUXHET P.G., HERBILLON A.J., 1978. Altération of micasurface byweatherand solutions. Clay Minerals 3 133 p. 401.
SORNEIN J.F., 1980. Altération supergène de minéralisations ferrifères.Les chapeaux de fer du gisement de Sidérite de Baryte - Pyrénées orientales et gisement de Pyrite de Saint-Bel (Rhône).Thèse Docteur Ingénieur en sciences et techniques minières3
150 p.
SOUNGA J.O., 1982. Etude des différenciations structurales, géochimiques et minéralogiques, dans une toposéquence de sols dérivésde roches ultrabasiques en Côte d'Ivoire. Thèse Spéc' 3 Univ.Paris VII3 135 p.
- 173 -
STOOPS G., 1974. Optical and electro microscopy. A comparaison oftheir principles and their use in micropedology. In G.K.Rutheford (Ed.). Soil microscopy, pp. 101-118. Lime-stonePress, Kingstom, Ontario, Canada.
TARDY Y., 1969. Géochimie des altérations. Etudes des arènes et deseaux de quelques massifs cristallins d'Europe et d'Afrique.Thèse Sei. Strasbourg, 274 p.
THIRY M., WEBER F., 1977. Convergence de comportement entre les interstratifiés kaolinite-smectite et les fire-clays. CZay MineraZs, VoZ. 12, 83 p.
VALENTIN C., 1981. Organisations pelliculaires superficielles dequelques sols de Région sub-désertique (Agadez - République du Niger). Dynamique de formation et conséquencessur l'économie en eau. Thèse 3è cycle, Univ. PARIS VII,229 p.
VINCENTE M.A., RAZZACHE-KARIMI M. and ROBERT M., 1977. Formationof aluminium hydroxyvermiculite (intergrade) and smectitefrom mica under acidic conditions. Clay Minerais 12 :101-112.
VOS N.C. DE and VIRGQ K.J., 1969. Soil structure in vertisols ofthe blue Nile clay plaines, Sudan. J. Soil Sei., Oxford,20, p. 189-206.
WACKERMANN J.M., 1975. L'altération des massifs cristallins basiquesen zone tropicale semi-humide. Etude minéralogique et géochimique des arènes du Sénégal oriental. Conséquencespour la cartographie et la prospection .. Paris, ORSTOM,(V) - VII, 373 p.multigr., 74 fig. H.T., Tabl. dont 25H.T., Bibliogr., Thèse Sc. Nat. Strasbourg, 1975. C.N.R.S.A.O.
LISTE DES
175 -
FIGU~ES
Pages
Fig. nO 1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
Localisation de l'étude............... 4
Données climatiques.................................... 6
Extrait de la carte géologique au 1/1.000.000(Atlas des roM-GUYANE - 1978).......................... 8
Le paysage schisteux (d'après un jeu de photographiesaériennes) ...............•. " .. .. . . . • . .. . .. . . . . . . . . . . . . 9.
Représentation schématique de l'organisation généraleet des flux hydriques dans cinq catégories de toposé-quences sur schistes (BOULET, 1981).................... 10
Distribution et extension spatiales des organisationspédologiques. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . 13
Variations verticales et latérales du taux de fer totalde la fraction fine (<. 2mm) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
Granulométrie totale à l'échelle des profils et courbesisovaleurs de la fraction fine (refus exclus : argile +limons) à l'échelle de la toposéquence................. 15
Composition volumique de cinq profils.................. 16
Composition volumique (éléments ferrugineux indurésexclus) , .. . ..• . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
Modelé de la toposéquence étudiée et localisation desfosses pédologiques. • . . . • • . . • . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
Le micromodelé du sommet : les dépressions circulaires. 24
Forma~ion des dépressions sur le sommet(d'après P. BLANCANEAUX, 1973)......................... 25
Les écoulements superficiels et la localisation du micro-modelé en marches d'escalier sur le haut de versant.... 26
Formation des marches d'escalier sur le haut de versant 27
Tests de perméabilité de surface (méthode PIOGER) 28
Reconstitution spatiale des orientations d'un lit litho-re lictuel. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
Fig. nO 18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
- 176 -
Pages
Localisation des différentes altérites dans l'ensembled'altération.... 31
L'ensemble pédoturbé.................................. 32
L'ensemble g lébulaire. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
L' ensemble meuble supérieur........................... 35
Les trois domaines de la toposéquence et les quatreobjets d'étude........... 37
Lithorelique à faciès pegmatitique.................... 44
La dissolution superficielle du quartz guidée par sesdirections cristallographiques........................ 45
Développement dans l'isaltérite pegmatitique d'unplasma d'altération silasépique, à partir des muscovites 47
Diagrammes de diffraction R.X. de deux lots micacés :P2; PO,05..... 49
Spectres infrarouges d'un échantillon de kaolinite (K)et d'un lot micacé (Pl) traité aux ultra-sons......... 49
Spectres R.P.E. d'un échantillon de kaolinite (K) etd'un lot micacé (Pl) traité aux ultra-sons............ 50
Organisation interne d'une lithorelique schisteuse.... 54
Les minéraux micacés et leur produit d'altération dansdeux lithoreliques schisteuses........................ 54
Formation de vermicules............................... 60
Formation d'un éventail (gerbe exfoliée) 62
Localisation des microanalyses sur cinq cristaux...... 66
Relations entre les différents rapports moléculairescaractérisant l'altération des muscovites en kaolinite 67
Schéma de la différenciation verticale des sols àl'amont du haut de versant............................ 75
Individualisation d'un nodule dans l'horizon pédoturbéjaune.. . .. . . .. 76
Figures de dissolution du quartz dans un nodule ferru-g ineux. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . • . . . . . . . . . . . . . 81
- 177 -
Pages
Fig. nO 38
39
40
41
42
43
Densité apparente (da) et Porosité (P) des glébulesde la séquence lithorelictuelle...................... 83
Individualisation et développement de deux plasmas detransformation ferrugineux anisotropes(rouge et jauneonduliques), goethitiques, variablement substitués enaluminium. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86
Individualisation d'un plasma de transformation gibb-sitique. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89
Les limites des nouvelles organisations dans la part~e
sommitale, et la localisation des deux systèmes detransformation....................................... 97
Schéma montrant le passage progressif (de l'aval versl'amont) des nodules aux concrétions et la surimposition des deux fonds matriciels dans la partie sommi-tale de la toposéquence.............................. 98
Transition entre le cortex et le nucleus............. 101
44 Transition entre le nucleus et le cortex. Microanalyses 101
45 Cristallisations géodiques à partir des liserés noirsisotiques. Microanalyses...... 104
46 Schéma géochimique des transformations ultimes dansles cortex........................................... 105
47 Cristallisations géodiques après dissolution du quartz(schémas évolutifs tirés d'exemples réellement obser-vés au microscope optique). Microanalyses............ 105
48 Fond matriciel jaune vif argilo-limono-sableux àplasma fortement anisotrope.......................... 108
49 Fond matriciel jaune pâle verdâtre sablo-argileux àplasma peu abondant et faiblement anisotrope......... 110
50 A la périphérie d'une concrétion, protubérance jauneocre .......................•......................... 111
51 Fragment de cortex en inclusion dans une concrétion.. 111
52 A la périphérie d'une concrétion. Protubérance aveccor tex. . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 2
53 Granulométrie du refus (concrétions, quartz) à troisniveaux de profondeur dans l'horizon concrétionné(profil FBD) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112
- 178 -
:p ages
Fig. n° 54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
Transition entre le cortex et le fonà matricielintarglébulaire jaune vif. Microanalyses........... 113
Les accumulations relatives et absolues àu systèmeàe transformation supérieur et le sens àe la propagation àes transformations àans la partie sommitaleàe la toposéquence...... 116
Schéma montrant la surimposition àe l'aspect tacheté àans les altérites et l'inàiviàualisation puisle àéveloppement àes cuvettes internes àans la par-tie sommitale àe la toposéquence................... 118
Ségrégations ferrugineuses àans l'allotérite schis-teuse tachetée..................................... 119
Transition entre le plasma rouge orangé et le plasmablanc, ségrégation rouge vif, néoferrane rouge foncé.Microanalyses. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120
Dans le front à'inàuration : épigénie àu quartz etàe la muscovite par le fer......................... 122
Les accumulations relatives et absolues du systèmede transformation inférieur et le sens de la propagation des transformations dans la partie sommitalede la toposéquence................................. 123
Rôle des chablis sur les deux systèmes de transformation à l'amont de la toposéquence................ 125
Schéma localisant les nouvelles différenciationslatérales à l'aval de la toposéquence et les deuxsystèmes de transformation correspondants.......... 129
Les deux fonds matriciels de l'allotérite schisteusetachetée à alignements lithorelictuels rouge violacé 131
64
65
Densité apparente (da) et porosité (p) des lithoreliques en contact avec les allotérites schisteusesrouge et tachetée (Profil FE) ...•..................
Allotérite schisteuse blanche .
131
132
66 Densité apparente (da) et porosité (P) des lithoreliques de l'allotérite schisteuse blanche (Profil FG) 133
67 Variations géochimiques d'une lithorelique au fondmatriciel interglébulaire dans l'allotérite schis-teuse blanche . 134
Fig. nO 68
69
70
71
72
_ 179-
Pages
Assemblage intertextique de l'horizon gris pâlesableux.............................................. 137
Les accumulations relatives des systèmes de transformation inférieur et supérieur et le sens de la progression des transformations à l'aval de la toposé-quence. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 140
Les systèmes de transformation et les trois domainesde la toposéquence................................... 147
Schéma localisant les zones d'accumulation (hors glé-bules) dans les systèmes de transformation 152
Schéma des évolutions du modelé et des systèmesdetransformation. . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 157
Tab. nO l
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
XIII
XIV
- 181 -
LISTE DES TABLEAUX
Pages
Distribution des altérites dans la séquence...... 32
Identification des minéraux d'après les raies dediffraction R.X. ohservées sur les diagrammes deslots micacés..................................... 49
Minéralogie comparée des produits d'altérationdans les lithoreliques et dans le fond matricielpédoturbé de l'allotérite schisteuse rouge....... 55
Relations entre les transformations minéralogiqueset structurales dans l'altération des muscovitesen kaolinite..................................... 64
Résultats de microanalyses concernant l'altérationdes muscovites en kaolinite. . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . 66
Minéralogie des glébules de la séquence lithorelictuelle à faciès schisteux et des fonds matri-ciels interglébulaires........................... 80
Géochimie des glébules de la séquence lithorelictuelle à faciès schisteux et des fonds matricielsinterg l ébulaires . • . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . 90
Données minéralogiques (R.X.) des nucleus et descortex, complétées par certaines observationspétrographiques et stéréoscopiques (M.E.B.) .•.... 100
Géochimie globale du nucleus au cortex (Triacide) 102
Variations minéralogiques depuis le fond matricielinterglébulaire jaune vif jusqu'au cortex........ 113
Résultats d'analyses triacides du fond matricielinterglébulaire jaune vif et du cortex........... 114
Minéralogie et géochimie comparée des lithoreliques et des fonds matriciels interglébulaires desallotérites schisteuses rouge et tachetée (~rofil
FE) .......................•...................... 130
Minéralogie et géochimie comparées des lithoreliques et des fonds matriciels interglébulaires desallotérites schisteuses tachetée et blanche (pro-fils FE, FG)..................................... 133
Ordre de la formation des nouvelles différencia-tions du domaine sommital........................ 149
ïABLE DES MATIERES
AVANT-PROPOS
SOMMAIRE
PREMIÈRE PARTIE INTRODUCTION GÉNÉRALE ET PRÉSENTATIONDE LA TOPOSÉQUENCE ETUDIÉE
Pages
CHAPITRE 1 : CADRE ET MÉTHODE D'ÉTUDE---------- ---------------------------------- ------------------------
CAD RE DEL' ÉTUD E.. 1 ••••• 1 • 1 ••••••••••••• 1 1 •••••••• 1 1 •
) , 'A LOCALISATION DE L ETUDE •••••••• , ••• "". "" " 1 ,.,
B) HISTORIQUE ET OBJET DE L'~TUDE", 1 1 1 1 1 " " l '" 1 1 1 1
C) LE CADRE NATUREL •• 1 1 1 1 1 •• 1 1 1 1 1 1 1 1 •••• 1 1 1 1 1 1 l , , 1 1 ••
1) Le cl imat ..............................•.......2) la végétation ................•.........•.......3) La géologie ...................•................4) Le modelé .............•........................
D) LES CONNAISSANCES PÉDOLOGIQUES ET HYDROPÉDOLOGIQUESRÉG 1ONALES 1 1 1 1 1 1 1 • 1 1 •• 1 • 1 1 • 1 • 1 • 1 • 1 1 1 1 1 1 1 1 1 • 1 1 • 1 1 1 1
MÉTHODE ET TECHNIQUES D'ÉTUDE .. 1 1 1 •••• 1 1 1 • 1 ••••••• III
5
5
5
6
6779
9
12
A) LA CARACTÉRISATION MACROSCOPIQUE DES HORIZONS ETDES ENSEMBLES DANS LA TOPOSÉQUENCE •• 1 1 1 , •••••• ",.
12
B) LES CARACTÉRISATIONS MICRO ET ULTRAMICROSCOPIQUESDIRECTES D'ÉCHANTILLONS NON PERTURBÉS. 1 1 1 1 •• ".", 12
C) LES DÉTERMINATIONS MINÉRALOGIQUES ET GÉOCHIMIQUESGLOBALES 1 1 1 1 1 l , 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 l , 1 1 1 1
18
D) LES DÉTERMINATIONS COMPLÉMENTAIRES, PHYSIQUES ETHYDRIQUES. 1 1 """" " ." ", •• "., ,." ,., 1 ,. ,.' 1 Il
18
CONCLUSION : PRÉSENTATION DE L'ÉTUDE, "11111'1' "" 1 19
- 184-
CHAPITRE II MODELÉ ET ORGANISATION GÉNÉRALE DE----------- --------------------------------------------- ----------------------------------
LA TOPOSÉQUENCE-----------------------------
LE MODELÉ, LE MICROMODELÉ ET LES ASPECTS DE SURFACEDE LA TOPOSÉQUENCE"""", , , , , , , , , , , , , , , l , , , , , , , , , J ,
A) LE MODELÉ""""""""", l , , , , , l , , , , , , , , , , 1 l , l ,
B) LE MICROMODELÉ ET LES ASPECTS DE SURFACE""", '"
1) L~ micr~modelé du sommet: les dépressionsclrculalres .
2) Le micromodelé du haut de versant: les "marchesd'escalier" .
3) Le micromodelé du bas de versant: les constructions biologiques épigées et les dépôts sableux
4) La variation des perméabilités de surface .
C) CONCLUSION"" """'" """""" '" """'" '"
L'ORGANISATION GÉNÉRALE DE LA TOPOSÉQUENCE, , ,,'" ""
A) LES QUATRE ENSEMBLES CONSTITUANT LA COUVERTUREPÉDOLOG 1QUES , , , , , , , , , , l , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , , ,
1) L'ensemble d'altération .
1-1) Les aZtérites pegmatitiques .1-2) Les aZtérites schisteuses .1-3) La ZocaZisation des différentes aZtérites
dans Z'ensembZe d'aZtération .
2) L'ensemble pédoturbé .3) Lie ns em b1e g 1é bu1air e .4) L'ensemble meuble supérieur .
B) LES RELATIONS GÉNÉRALES ENTRE LES QUATRE ENSEMBLESET LES TROIS DOMAINES D'ALTÉRATION ET DE PÉDOGÉNÈSE
1) Les relations générales entre les quatreensembles .
2) Les trois domaines d'altération et depédogénèse .
CONCLUSION .: PRÉSENTATION DES DONNÉES" "'" '" " ""
Pages
23
23
24
24
25
27
27
28
29
29
29
2930
31
323334
35
35
36
37
- t85-
Pages
DEUXIEME PARTIE ANALYSE DES TROIS Dm'lAINESDE LA TOPOSÉQUENCE
CHAPITRE III------------------------LES DEUX ALTÉRITES DE L'AMONT=============================
, 1
LE FOND MATRICIEL D ALTERATION""""""""""
LA CARACTÉRISATION MINÉRALOGIQUE DE L'ISALTÉRITE
L'ISALTÉRITE PEGMATITIQUE TACHETÉE""""""""",
A) LES ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS CONTINUS"""""
B)
C)
PEGMATITIQUE", "'" "'" """ "'" """"'" '"1) La minéralogie de la fraction argileuse .2) La minéralogie des fractions micacées .
D) CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS L'ISALTÉRITE PEGMATITIQUE
43
45
48
4848
TACHETÉE 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Il 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 51
L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE ROUGE ÀALIGNEMENTSLITHORELICTUELS 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 • 1 1 1 • 1 1 1 1 1 1 • 1 1 1 1 1. 1 1 1 • 1 1 1 1
A) LES ALIGNEMENTS LITHORELICTUELS DISCONTINUS, , "'"
1) Les minéraux parentaux constituant le squeletteet leur altération , .
2) Les plasmas .2-1) Le plasma argilo-ferrugineux isotique,
à kaolinite et à hématite .2-2) Les plasmas anisotropes, à goethite
alumineuse et à gibbsite .2-3) La paragénèse complexe des plasmas des
lithoreliques schisteuses .
B) LE FOND MATRICIEL PÉDOTURBÉ""""""""""",
C) LE PÉDOTUBULES""""""""""""" •• """.,
D) L'ALTÉRATION DES MUSCOVITES EN KAOLINITE"""""
1) Caractérisation morphologique de l'altérationdes muscovites en kaolinite ..1-1) L'individualisation de la kaolinite en
53
53
5355
56
56
58
58
59
59
59
v e rm i cul es. . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 601-2) L'individualisation de la kaolinite en
éventail.................................. 62
- 186_
1-3) L'influence des transformations structurales de la pédoturbation sur les trans-formations minéralogiques .
2) Caractérisation minéralogique et géochimique del 'altération des muscovites en kaolinite .
3) Le bilan de llaltération .
E) CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS L'ALLOTËRITE SCHISTEUSE ROUGE",
CONCLUSION : COMPARAISON DES TRANSFORMATIONS ~1INÉRA
LOGIQUES ET STRUCTURALES ENTRE L' ISALTÉRITE TACHETÉEET L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE ROUGE", ",.,""',.,"'"
CHAPITRE IV LA DIFFÉRENCIATION VERTICALE À L'AMONT----------- ------------------------------------------------- --------------------------------------
DU HAUT DE VERSANT---------------------------------
L'HORIZON PÉDOTURBÉ JAUNE .. """" """""""""
A) LES NODULES LITHORELICTUELS ET LES GLËBULES ASTRUCTURE PËDOTURBËE CONSERVÉE"""""""" ""
1) Les nodules lithorelictuels .2) Les glébules à structure pédoturbéeconservée .
B) LE FOND MATRICIEL PÉDOTURBÉ JAUNE"""" .. """,
C) CONCLUSION : PROGRESSION ET NATURE DES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUES ET STRUCTURALES DANS LEFOND MATRICIEL PËDOTURBÉ JAUNE" """""""""
L'HORIZON NODULAIRE FERRUGINEUX"", """""""'"
A) LE FOND MATRICIEL INTERGLÉBULAIRE"""""""",
B) LES NODULES FERRUGINEUX : LES GLÉBULES DE LASÉQUENCE LITHORELICTUELLE À FACIËS SCHISTEUX"" "
1-) La porosité alvéolaire .2) Le cristal li-plasma kaolinitique et le plasma
argilo-ferrugineux isotique, à kaolinite et àhématite .
Pages
(i4
6568
69
71
75
7(,
76
76
77
77
79
79
79
80
81
- 187-
Pages
3) Les plasmas anisotropes à goethite alumineuseet à gibbsite .3-1) Les cristallisations géodiques de
goethite alumineuse .3-2) Les cristallisations géodiques de
gibbsi te .
C) LES VARIATIONS GÉOCHIMIQUES GLOBALES DES GLÉBULESDE LA SÉQUENCE LI THORELI CTUELLE À FAC 1ÈS SCH 1STEUXET DE LEURS FONDS MATRICIELS INTERGLÉBULAIRES .• "
D) CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUESDES GLÉBULES DE LA SÉQUENCE LIHTORELICTUELLE À
83
83
87
89
FAC 1ÈS SCH 1STEUX •••.••••• , •. , , .•.. , , , ••. , , , .• , •• , 91
LES HORIZONS HUMIFËRES, , .... ,., .. , .. ,',.,""""'" 92
CONCLUSIONS SUR L'ALTÉRATION ET LA DIFFÉRENCIATIONDANS LE DOMAINE DU HAUT DE VERSANT, .. ".,.,." .... ,. 93
CHAPITRE V: LES TRANSFORMATIONS DANS LA PARTIE-------------------- ===================================
SOMMITALE DE LA TOPOSÉQUENCE
LE SYSTÈME DE TRANSFORMATION SUPÉRIEUR" ., l "', •• , .,
A) LA CORTIFICATION DES NODULES.,."., ••. , •• "".,.,
1) L'analyse des transformations entre le nucleuset le cortex .
2) L'analyse des transformations ultimes dans lecortex " .2-1) Les cristallisations géodiques par
transformation des liserés noirs isotiques2-2) Les cristallisations géodiques en relation
avec la paroi des cavités de dissolutiondes quartz .
98
99
100
103
103
105
B) LA DIFFÉRENCIATION DE DEUX FONDS MATRICIELS PARTRANSFORMATION DU FOND MATRICIEL PÉDOTURBÉ JAUNE 107
1) Le fond matriciel jaune vif argilo-limono-sableux 1072) Le fond matriciel jaune pâle verdâtre sablo-
argileux 108
- 188 -
C) L'ACCRÉTION EXTERNE DES GLÉBULES"""""""""
D) CONCLUSION : LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUESET STRUCTURALES DU SYSTÈME SUPÉRIEUR"" ""'" '"
LE SYSTËME DE TRANSFORMATION INFËRIEUR""".,."" ..
A) LES DEUX ALTÉRITES TACHETÉES •••. ,.,." ••• """'"
1) La redistribution du fer dans l 'allotériteschisteuse .1-1) La transformation du fond matricieZ
pédoturbé .1-2) La transformation des ZithoreZiques .
2) La redistribution du fer dans l'isaltéritepegmatitique .
B) LES "CUVETTES INTERNES" D'ËCHELLE MÉTRIQUE, """ ,
C) CONCLUSION: LES TRANSFORMATIONS MINÉRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DANS LE SYSTÈME INFÉRIEUR." •• ",., ••
,RELATIONS ENTRE LES DEUX SYSTEMES DE TRANSFORMATION,.
rHAPITRE VI : LES TRANSFORMATIONS À L'AVAL DE LA----------_. --------------------------------------------- ----------------------------------
TOPOSÉQUENCE============
LE SYSTËME DE TRANSFORMATION SUPÉRIEUR""""""",
Pages
110
115
118
118
119
llQ120
121
121
122
124
129
A) L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE TACHETÉE À ALIGNEMENTSLITHORELICTUELS ROUGE VIOLACÉ".""".""""", 130
B) L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE BLANCHE À ALIGNEMENTSLITHORELICTUELS À LISERÉ PÉRIGLÉBULAIRE JAUNE OCRE 132
C) L'ALLOTÉRITE SCHISTEUSE JAUNE À ALIGNEMENTSLITHORELICTUELS À LISERÉ PÉRIGLÉBULAIRE JAUNE OCRE 114
D) L'ALLOTÉRITE PEGMATITIQUE BLANCHE."""."""", 135
- 189 -
Pages
LES HORIZONS HUMIFËRES SABLEUX" .. , ...• , ••.••• ,.,.
, ,.,L HORIZON GRIS PALE SABLEUX, .• , •• " .• , .••.•••• ,."
LE SYSTËME DE TRANSFORMATION SUPËRIEUR"" Il'' 1 '" '"
A) LES HORIZONS PÉDOTURBÉS JAUNES RELIQUES •. , •. , •. ,.,
B)
C)
CONCLUSIO~ : LES TRANSFORMATIONS MINËRALOGIQUES ETSTRUCTURALES DES SYSTÈMES DE TRANSFORMATION INFÉRIEU~
ET SUPÉRIEUR À L'AVAL DE LA SÉQUENCE , ,.
TROISIÈME PARTIE RELATIONS ENTRE LES TROIS DOMAI~ES
DE LA TOPOSËQUENCE - DYNAMIQUEACTUELLE ET ÉVOLUTION
136
136
137
138
139
RELATIONS ENTRE LES TROIS DOMAINES DE LA TOPOSÉQUENCE 145
A) RELATIONS STRUCTURALES .. , l , , 1 ••• , •• , ••••• , • • • • • • •• 145
1) Led 0 mai ne i nit; al. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1452) Relations entre le domaine initial et le
domaine sommital 1463) Relations entre le domaine initial et le
domaine aval 150
B) RELATIONS GÉOCHIMIQUES ET MINÉRALOGIQUES ..• , ... ,.. 150
C) ANALOGIES ET DIFFÉRENCES ENTRE LES SYSTËMES DETRANSFORMATION DES DEUX DOMAINES SOMMITAL ET AVAL. 153
DYi~Ar\lIQUE ACTUELLE ET ËVOLUTION.......................... 155
A) LE FONCTIONNEMENT HYDRIQUE ACTUEL ET SES RELATIONSAVEC LES SYSTËMES DE TRANSFORMATION •..•.•...••.••• 155
B) ORIGINE ET ÉVOLUTION DE LA COUVERTURE PÉDOLOGIQUE. 158
- 190
1CONCLUSIONS GÉNÉRALES-------_--.
Paqes
161
III • 1 1 1 1 1 l , 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 III 1 1 1 1 1 1 1 1 1
111111 1 1 1 1 • 1 1 1 1 III 1 1 Il III 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1BIBLIOGRAPHIE. , .. ,
LI3TE DES FIGURES.
LISTE DE TABLEAUX ••
TABLE DES MATIËRES.
111111. 1 11111.111 1 • 1 1 1 1 III 11111111
Il 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 l , 1 1 1 1
165
175
18 1
183
top related