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Roches composées principalement de silicates en feuillets (Phyllosilicates) d’ Al, plus ou moins hydratés.

Les plus abondants des roches sédimentaires: 50% des sédiments (69 % des sédiments continentaux). Constituants principaux des sols.

Formées de particules fines, de l'ordre du µm; techniques d'étude et de caractérisation délicates (RXD, MEB, ATD)

• absorption d’eau
• plasticité: déformation souple sous l'effet des contraintes, rôle de couche savon pour glissements des matériaux à toute échelle (glissement de terrain, nappe tectonique)
• compaction importante: expulsion d'une grande quantité d'eau. Les pores diminuent, la roche devient imperméable
• pouvoir adsorbant
• dispersion dans l'eau et floculation: les particules fines restent en suspension dans l'eau agitée; elles décantent dans l'eau immobile avec une vitesse de chûte trés faible (Loi de Stockes). En eau salée, elles s'agglomèrent (floculation) et précipitent plus rapidement.

Loi de Stockes:

v = C d2

 v: vitesse de chûted: diamètre de la particuleC: constante de Stockes dépendant de la différence de densité entre particule et liquide, de la viscosité du liquide et de l'accélération de la pesanteur

Tableau I: application de la Loi de Stockes à des particules sphériques.

Intérêt économique:

• ciment (avec calcaire)
• céramiques: poteries, briques, tuiles
• pharmacie, cosmétique: excipient neutre, absorbant.
• pigments: ocres (argiles + oxydes de fer)

* Lutites: Sédiments fins (grains < 64 µm):

• limons  de 1/16  mm à 1/256 mm, soit de 64 à 4 µm; surtout quartz
• argiles: > 1/256 mm

* siltites: limon (silt) induré (grés à grains trés fins)* argilites: argiles compactées* shales: argiles compactées fissiles

- Minéraux argileux (phyllosilicates) dominants- Quartz: microquartz d'origine éolienne; jusquà 30% de la roche- calcédoine, opale: forme mal cristallisée et hydratées de la silice; origine organique (plantes, plancton)- oxydes et hydroxydes de fer: hématite, goethite- sulfure de fer (pyrite) en milieu réducteur- gibbsite (oxyde d'aluminium) sous climat chaud et humide)- carbonates (calcite, dolomite)- matière organique:

• éléments figurés: pollens, spores, débris ligneux
• matière amorphe (décomposition par bactéries)

La quantité de matière organique intervient est associé au degré d'oxydation du fer, donc la couleur:

• M.O. abondante, milieu réducteur, fer réduit (ferreux), couleur noir, gris, vert.
• M.O. absente: fer oxydé rouge.

Les argiles trés riches en M.O. évoluée en profondeur (kérogène) forment les  roches mères d'hydrocarbures.

 On sépare la fraction < 2 µm des particules plus grosses par décantation (loi de Stokes). On caractérise les minéraux argileux par diffractométrie aux RX.

 Tout corps cristallisé peut être analysé par diffraction de RX, car ses atomes sont arrangés selon des plans cristallins spécifiques. Un faisceau de RX est diffracté sur un  plan cristallin selon la loi de Bragg :

• l = longueur d'onde de la source
• d = espacement entre 2 plans parallèles successifs du réseau cristallin
• q= angle entre le faisceau incident et le réseau de plans

Sur un diffractogramme, les pics correspondent aux différents rayons diffractés en fonction de l'incidence du faisceau de RX. L'identification du minéral est donnée par la position d'un certain nombre de pics caractéristiques qui permettent de calculer la distance entre les plans de diffraction. La forme du pic renseigne sur l'état de cristallisation du minéral (cristallinité).  Pour un mélange de plusieurs minéraux, la hauteur des pics est grossièrement proportionnelle à leur quantité.

Pour des minéraux ayant des distances interfoliaires proches, on fait subir des traitements aux échantillons afin de les différencier. Un traitement classique consiste à imprégner l'échantillon de vapeurs d'éthylène-glycol. Cette molécule organique est adsorbée dans les espaces interfoliaires des smectites qui gonflent. D'autre part, le chauffage à 550 °C entraine la disparition de la kaolinite.

Ce sont des phyllosilicates d'aluminium dont les feuillets sont constitués de couches d'octaédres Al(OH)6 et de couches de tétraédres SiO4 reliées par les atomes O et OH mis en commun. La distance inter-réticulaire d sépare 2 feuillets successifs. Les substitutions d'atomes sont fréquentes dans les feuillets. L' édifice cristallin peut être désorganisé (la cristallinité est moins bonne). D'autre part, il y a des déséquilibres au niveau des charges; ce déséquilibre est compensé par adsorption de cations dans l'espace interfoliaire (capacité d'échange des argiles).

Daprès la structure du feuillet, on distingue principalement les argiles 1/1 (1 couche tétraédrique+1 couche octaédrique) et les argiles  2/1 (2 tétra. pour 1 octaédrique).

a)  la Kaolinite ( 1/1,  d=7A°).

Pas de substitution dans les couches. Le feuillet est neutre. La kaolinite se forme dans les sols bien drainés, par pH acide, surtout en climat subtropical et tropical. Ses cristaux sont souvent grand (jusqu'à 15 µm).

b) les Illites (2/1,  d=10A°)

Association d'une CO (alumineuse) et deux CT (siliceuses). Mais il peut y avoir des substitutions (remplacement de Si par Al). Des cations (K+) sont adsorbés dans l'espace interfoliaire afin de compenser le déséquilibre des charges. C'est le minéral ubiquiste par excellence. Sa structure est proche de la muscovite (plus d'eau, moins de K+).

c) les Smectites (2/1, d= 14 A°).

L'empilement des feuillets est désordonné; chaque feuillet est tourné dans son plan par rapport au précédent. Les substitution d'atomes sont importantes. Ce désordre et la faible charge des feuillets facilitent leur écartement et l'adsorption des molécules variées (eau, cations, molécules organiques) au niveau de l'espace interfoliaire qui s'écarte (d = 18 A°). Les smectites, ou montmorillonites, sont généralement calciques, plus rarement sodiques. Elles sont formées dans les sols mal drainés plutôt alcalins. Les feuillets de smectites peuvent s'intercalés régulièrement ou irrégulièrement avec d'autres feuillets argileux, souvent illitiques. L'ensemble forme des interstratifiés.

d) la Glauconie

minéral vert ferrifère proche de l'illite exclusivement formé en milieu marin peu profond.

e) les Chlorites (2/1, d= 14 A°).

L'espace interfoliaire est garni par une couche composée de Mg et OH. L'Al est remplacé localement par le Fe. Les chlorites existent en plus grands cristaux dans les roches magmatiques; elles sont également formées pendant la diagénèse des roches sédimentaires. On les retrouvent en éléments détritiques dans les sols sous climat peu agressif.

f) la Vermiculite (2/1, d= 12 A°)

Fréquente dans les sols de la zone tempérée.La couche octaédrique contient du Fe et du Mg. La vermiculite est proche des illites et chlorite mais montre des propriétés gonflantes.

g) Les argiles fibreuses

Les feuillets sont discontinus et forment des rubans. Les principaux types sont la sépiolite et l'attapulgite ou paligorskite. On les trouve dans les milieux confinés.

  Les minéraux argileux résultant de la destruction des roches, peuvent soit rester sur place (argiles résiduelles, ex: argiles à silex, argiles de décalcification) soit être transportées sur de longues distances (ex: argiles des fonds océaniques). En fonction des roches mères et du climat, les minéraux argileux résultant sont différents. En climat froid : l'altération est faible, les minéraux sont argileux sont identiques ou peu différents des minéraux de la roche (illite et chlorite), ils sont hérités de la roche d’origine. En  climat chaud et humide, l'hydrolyse est poussée, la kaolinite se forme en milieu drainé, les smectites en milieu confiné. En climat tempéré, humide, l'altération est modérée, il apparaît des interstratifiés, des illites et chlorites dégradées, de la vermiculite.

 Les argiles fibreuses se forment dans des croûtes calcaires, dans des zones à climat à saison sèche marquée, dans des milieux évaporitiques sursalés:

* néoformation de sépiolite par concentration des ions par évaporation (bassin lacustre actuel de Sommières, de Ghassoul au Maroc).

 Certains minéraux argileux se forment en dehors des sols à partir des ions en solution.

   * néoformation de glauconie (illite ferrifère) dans les vases littorales. * néoformation  des "argiles rouges des grands fonds" (smectites ferrifères provenant des vases calcaires et siliceuses et des cendres volcaniques).

 Les minéraux néoformés ou hérités peuvent évoluer pour prendre un nouveau statut en équilibre avec le nouveau milieu. On distingue les transformations par dégradation (soustraction d'ions) et par agradation (par fixation d'ions supplémentaires). Ces transformations ont lieu aussi bien au cours de l'altération que de la diagénèse.

 Ex.:  Kaolinite  -----> Chlorite

  Smectites  ------> Illite

Selon le climat, l'origine des minéraux est variable:

• héritage: à partir de la roche-mère
• transformation: à partir d'autres minéraux argileux
• néoformation: formés à partir des ions transportés par l'eau du sol.

La nature de la roche-mère joue un rôle:

• l'altération d'une roche acide, comme le granite, donne plutôt de la kaolinite
• l'altération d'une roche basique, comme le basalte, donne plutôt des smectites.

La topographie, qui commande le drainage,  intervient également:

• sur une pente, où le drainage et le lessivage sont bons, la formation de kaolinite et favorisée.
• dans une cuvette, milieu confiné où se concentrent les solutions, se forment plutôt des smectites

Tableau II: occurence des minéraux argileux dans le sol en fonction du climat.

Les propriétés bien particulières des minéraux argileux sont dûes à la petite taille, la structure en feuillets et la charge négative des particules. Elles forment avec l'eau des solutions colloïdales qui floculent lorsque les charges de surface des particules sont neutralisées par des ions. Ce phénomène est réversible: les particules retrouvent l'état dispersé lorsque les ions sont éliminés par rinçage. Les argiles fixent l'eau par adsorption à leur surface et  augmentent de volume par gonflement. Elles constituent ainsi une réserve d'eau. L'argile sèche développe une tension de succion importante pour l'eau qui peut s'opposer à celle des racines des plantes.Avec adjonction croissante d'eau, la tension de succion diminue, l'ensemble eau-argile devient plastique, puis visqueux et finalement les particules d'argile se dispersent dans l'eau en formant une solution colloïdale. L'argile imprégnée d'eau qui se déssèche se rétacte et se casse par des fentes de retrait.

Les argiles confèrent au sol sa structure et ses propriétés mécaniques. Elles sont associées au autres composants et constituent les complexes argilo-humiques (ou organo-minéral);  leur teneur peut atteindre 50%. Elles sont généralement à l'état floculé , généralement par l'action des ions Ca++ et H+, ce qui donne au sol ses qualités agronomiques: bonne aération entre les agrégats, retrait modéré à la dessication, bonne perméabilité à l'air et l'eau. En revanche, les sols dont les argiles sont dispersées, et non floculées, présentent des caractères défavorables à la culture:  mauvais état structural, mauvaise circulation de l'air et de l'eau, retrait important à la dessication, forte adhérence aux outils travaillant le sol. Les mêmes inconvénients se retrouvent dans les sols saturés par l'ion sodium, comme dans les polders; leur mise en culture exige au prélable un lessivage du sol par les eaux douces, de façon à éliminer le Na+qui est remplacé par l'ion Ca++ fourni sous forme de sulfate (gypse).

Tableau III: surface spécifique et C.E.C. de quelques minéraux argileux (d'après MOREL).

REFERENCES

MOREL R. (1996) - Les sols cultivés. Lavoisier, Paris.

TUCKER M.E. (1981) - Sedimentary petrology. An introduction. Blackwell.