genie civil et geotechnique

L’authigenèse correspond à la formation in situ d’argile quelque soit l’environnement (dans un sol, un sédiment au cours de la diagenèse, du métamorphisme ou de l’hydrothermalisme). Dans les environnements sédimentaires, les argiles authigènes ne sont pas abondantes. Cependant elles ont été beaucoup étudiées car elles apportent des informations sur les processus géochimiques. Parmi les argiles authigènes, il existe de nombreuses smectites (nontronite, stevensite), des micas (glauconite, céladonite) des minéraux associés au groupe des chlorites et des minéraux fibreux (sépiolite, palygorskite). Très schématiquement les environnements continentaux se caractérisent par des argiles Mg, les environnements marins peu profonds des argiles Fe et les environnements marins profonds des argiles Fe-Mg. Il existe un contrôle évident de la géochimie du Fe et du Mg dans la formation des argiles authigènes (Fig. 5.27).

Les glauconites sont des pellets verdâtres formés à proximité de l’interface eau-sédiment, correspondant au remplacement d’agrégats biologiques (pelotes fécales) ou sédimentaires (grains carbonatés). Les glauconites se distribuent essentiellement au niveau de la plateforme continentale entre 100 et 300m. L’étude des signatures isotopiques en Sr, Nd et δ18O a permis de comprendre les mécanismes de formation des glauconites (Fig. 5.28ab). Dans le Golfe de Guinée, la composition isotopique en Sr des glauconites est proche de celles des argiles détritiques associées aux glauconites suggérant un lien génétique. Clauer propose un processus de glauconitisation en 2 étapes : (1) un mécanisme de dissolution-précipitation d’argiles détritiques dans des pellets dans des environnements confinés, isolés de l’eau de mer ; (2) une évolution dans un système ouvert avec influence de la signature de l’eau de mer, par exemple une croissance cristalline par précipitation directe à partir de l’eau de mer. Les signatures isotopiques du Nd confirme le modèle basé sur le Sr mais suggère l’intervention d’un troisième composant, par exemple les oxy-hydroxydes de Fe associés aux argiles (i.e., phase minérale riche en REE mais pauvre en Sr). Le Fe des glauconites pourrait donc provenir de ces phases associées aux argiles.

La figure 5.29b montre la séquence de formation des argiles lors d’un refroidissement de coulées basaltiques et le réchauffement du basalte par les fluides hydrothermaux. Des argiles smectitiques trioctaédriques Fe-Mg se forment à basse température dans des conditions alcalines. En conditions oxydantes, il y a formation de céladonites, de smectites dioctaédriques Fe (montmorillonite, nontronite) et d’hydroxydes de Fe vers 20°C. Au cours du réchauffement, la pénétration de l’eau de mer sous conditions oxydantes conduit à la formation de smectites dioctaédriques et de micas au contact du basalte. Si l’eau de mer est enrichie en Mg (libéré du basalte à haute température), il peut y avoir formation de chlorite ou de minéraux interstratifiés chlorite-smectite (corrensites). L’eau de mer ou l’eau juvénile (i.e., issue du basalte) produisent des argiles comme les saponites, sépiolites et palygorskite.

Le tableau 5.14 présente des analyses chimiques d’argiles authigènes marines. On constate une large gamme de compositions entre un pôle Fe et un pôle Al. Il n’a pas été démontré si les montmorillonites Fe résultent du mélange de nontronites authigènes (plutôt Fe) et de nontronites détritiques (plutôt Al) ou si les débris volcaniques constituent une source d’Al pour former une phase pure riche en Al (nontronite – fig. 5.30).

L’hydrothermalisme résulte de l’interaction de l’eau migrant dans la croûte océanique. L’eau se refroidit progressivement et lessive le basalte (Fig. 5.31). Il se produit des re-précipitations. Les dépôts hydrothermaux comprennent principalement des oxydes Fe-Mn et peu de phases argileuses (lié à l’excès de Fe et déficit de Si ou Al ?). Les argiles sont essentiellement des smectites dioctaédriques (nontronites), avec localement quelques smectites trioctaédriques (saponites). Des palygorskites et des sépiolites peuvent être aussi présentes. , résultant de transformation de sédiments riches en smectites situés à proximité des basaltes et soumis à la circulation hydrothermale. Dans les sédiments pélagiques intrudés ou recouverts de coulées basaltiques, il se produit un développement d’argiles particulières (interstratifiés illite-chlorite ou chlorite) suite au métamorphisme de contact.

Des analyses isotopiques en Pb ont été réalisées sur la fraction argileuse de sédiments marins sus-jacents aux basaltes de la croûte (leg DSDP 54, à proximité des îles Galapagos). La composition isotopique des argiles est proche de celles des basalte (Fig. 5.32). Il existe cependant un léger fractionnement isotopique : le rapport 207Pb/204Pb des argiles est légèrement supérieur à celui des basaltes des Galapagos . Ceci suggère une contamination par du matériel d‘origine continentale. L’objectif de ce genre d’études était de tester les potentialités du système isotopique U-Th-Pb pour dater les remplissages argileux des basaltes altérés des rides médio-océaniques. L’enrichissement en U des produits secondaires formés à basse température rendait possible ce genre d’analyses. La similitude des signatures isotopiques en Pb des basaltes et des argiles secondaires limite fortement cette approche.

Il existe de nombreux exemples d’altération des basaltes océaniques suite aux forages profonds DSDP et ODP. La séquence d’altération varie selon l’accroissement de température (Fig. 5.33): les nontronites évoluent en beidellites et céladonites puis en saponites (8-280°C) ou en serpentines (T > 300°C).