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Géologie des argiles Chapitre 6 Environnements sédimentaires

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l’homogénéisation lorsque la distance de transport augmente. En ce qui concerne le Pacifique, les données sont peu abondantes. La faible concentration des poussières dans chaque échantillon récolté rend contestable les estimations. Cependant l’illite reste le minéral argileux le plus important. Des variations minéralogiques assez importantes existent en fonction des latitudes. Cette zonation reflète les compositions contrastées des régions sources et la distribution des courants atmosphériques. Table 6.2 –-Assemblages minéralogiques des aérosols océaniques -Chamley, 1989(italiques: minéraux argileux exprimés en % relatifs, total des argiles normalisé à 100%; quartz exprimé en % pondéral de l’échantillon total)

Le transport des particules varie selon la vitesse de l’agent de transport mais aussi du diamètre des particules (Fig. 6.4). Pour des particules < 80 microns, un transport direct est quasi impossible car les petites particules deviennent aérodynamiquement lisses et les forces électrostatiques sont trop fortes. Par conséquent, les argiles sont entraînées suite à l’abrasion et à la fragmentation de particules plus larges pendant le transport ou suite à l’impact de grains plus grossiers. Les tempêtes de désert transportent du matériel jusqu’à 3km d’altitude sur des distances de plusieurs milliers de kilomètres.

La figure 6.5 montre la distribution de la kaolinite dans les sédiments de surface au large de l’Australie. Dans le Pacifique Sud, il existe une bande d’enrichissement en quartz, illite et kaolinite qui s’étend vers le SE depuis l’Australie vers la Nouvelle-Zélande. Cette distribution se corrèle parfaitement avec la trajectoire des poussières formées dans les déserts australiens. Dans l’Océan Indien, il y a également une zone enrichie en kaolinite vers l’ouest suite au transport par les vents depuis les régions désertiques.

La figure 6.6 présente la carte de distribution des argiles fibreuses. Dans les bassins océaniques, la Mer d’Arabie par exemple, l’abondance de la palygorskite reflète le trajet des vents associés à la mousson.

Les études dans les années 50 ont démontré la bonne correspondance entre la composition des sédiments de rivières et les formations géologiques et pédologiques adjacentes soumises à l’érosion. L’analyse des particules en suspension, dans les années 80, a ensuite confirmé le parallélisme avec la minéralogie des bassins versants. De nombreuses études ont été menées pour caractériser la composition minéralogique moyenne des particules en suspension des grandes rivières (Fig. 6.7). Globalement, les argiles constituent le composant principal des particules en suspension et reflètent principalement la composition des sols du bassin versant. L’illite est abondante dans les rivières des hautes latitudes (e.g., Mackenzie, Saint-Laurent), dans des régions drainant des zones montagneuses (e.g., Indus, Gange, Brahmapoutre) ou très arides (Orange). La kaolinite est importante dans les rivières des régions tropicales où la chlorite est généralement absente (Niger, Congo, Nil, Orange). La smectite se rencontre dans

En plus de l’influence des conditions climatiques ou topographiques (Fig. 6.8), la composition minéralogique des apports fluviatiles est fortement influencée par la taille des particules (Fig. 6.9): les minéraux argileux se concentrent dans les fractions fines. Parmi les argiles, la forme des particules et la distribution des charges de surface jouent sur la distribution minéralogique. La kaolinite sédimente généralement plus rapidement que les particules de smectites de plus petite taille en général. La distribution des argiles dans les fleuves Mississippi et Amazone est comparée à la figure 6.9. Pour le Mississippi par exemple (Fig. 6.10), la composition minéralogique moyenne du fleuve reflète le mélange des différents apports, avec une contribution relative à la charge en suspension de chacun des affluents.

Le tableau 6.3 donne les assemblages minéralogiques de la fraction argileuse des sédiments d’un lac israélien. L’association des smectites, kaolinite et palygorskite reflète la composition des roches et des sols du bassin versant. Les smectites, par exemple, sont issues de l’altération des roches basaltiques et des profils pédologiques associés. Ce lac se caractérise pas peu de minéraux authigènes. Le lac Chad (Fig. 6.11a, par contre, se distingue par l’abondance de minéraux authigènes (e. g., smectite Mg). Les apports des principales rivières au sud du lac ont une composition minéralogique différentes de la majorité des sédiments du lac. Les apports fluviatiles comprennent de la kaolinite dominante avec de l’illite, du quartz et des feldspaths. Cet assemblage reflète les apports détritiques du substrat précambrien. Les sédiments de surface du lac montre une zonation de la composition des smectites. Des smectites Fe-Al, ayant la même composition que les vertisols adjacents, dominent dans la partie sud du lac. Vers le nord, les conditions d’évaporation sont plus importantes et ce sont des smectites Mg (stevensite) qui dominent. Des nontronites sont observées au niveau du delta de la rivière Chari. La figure 6.11b présente la position de la composition des eaux de la rivière et du lac dans un diagramme d’équilibre.

Les estuaires constituent une transition entre le continent et l’océan. Les argiles qui constituent la majorité des particules en suspension des rivières vont donc passer d’un environnement pauvre en ions dissous à un environnement plus concentré suite au changement de salinité, parallèlement au pH. Les argiles vont être particulièrement sensibles vu leurs propriétés de surface (cf. Chapitre 4). La figure 6.12a montre la distribution des minéraux argileux dans les sédiments du delta de la Guadalupe vers le Golfe du Mexique (USA). La smectite tend à diminuer vers le large alors que les chlorites et les illites augmentent. Grim & Johns (1954) interprètent ce changement par la transformation des smectites lors de leur contact avec des environnements salins.

En 1972, Morton a élargi cette étude à plus de 80 échantillons prélevés selon un transect du delta vers le golfe (Fig. 6.12b) : il n’y a pas de différence entre l’abondance des smectites, illite et kaolinite entre les 2 environnements, la chlorite n’est pas observée au niveau du delta. La similarité dans l’assemblage de la rivière et de la baie ainsi que l’absence locale de chlorite démontre que l’assemblage minéralogique dans l’environnement marin est le contrôle dominant des apports détritiques et ne résulte pas de modification chimique in situ. La distribution s’explique plutôt par un processus de sédimentation différentielle.

Figure 6.12b –Variation de la composition des minéraux argileux selon la position par rapport à l’embouchure de la Rivière Guadalupe , Golfe du Mexique –-Chamley, 1989Zone étudiée par Grim & Johns, 1954

Des expériences ont montré qu’à la transition rivière/océan, il pouvait se produire un transport et une sédimentation sélectifs des minéraux argileux. Whitehouse & Carter (1958) ont observé la sédimentation préférentielle de la kaolinite et de l’illite par rapport à la smectite dans des eaux de faible salinité où les argiles ont tendance à flocculer suite à l’adsorption de cations. Les figures 6.13a et b illustrent la répartition des charges à proximité de la surface des argiles selon la concentration en cations des eaux. Au niveau d’un estuaire, l’illite et la kaolinite vont sédimenter tandis que la smectite aura tendance à rester en solution. Le processus de sédimentation différentielle dépend de nombreux paramètres: pH, T°, turbulence des eaux, % matière organique, concentration en ions dissous…En moyenne, selon les

Globalement, on observe une variation granulométrique et minéralogique de la côte vers le large (Fig. 6.17) : la proportion d’argile dans le sédiment augmente vers le large et l’assemblage minéralogique évolue suite au processus de sédimentation différentielle (i.e., la kaolinite sédimente d’abord puis illite, chlorite, smectite et palygorskite). Peu d’études ont tenté d’expliquer le mécanismes détaillé responsable de la sédimentation différentielle des minéraux argileux dans le milieu marin. Le mécanisme de sédimentation par floculation sélective est le plus fréquemment cité, lié aux nombreux travaux de Whitehouse & McCarter (1958) et Whitehouse et al. (1960). Les évidences de floculation ne concernent que les environnements estuariens.

Figure 6.17a –Accumulation sédimentaire et classement des sédiments à l’embouchure d’une rivière -WeaverApports à l’océan

Gibbs en 1977 a étudié les facteurs contrôlant la ségrégation de minéraux argileux en milieu marin dans l’Atlantique ouest équatorial au niveau de l’embouchure de l’Amazone, sur une distance de 1400km (Fig. 6.18). De l’embouchure vers le NW le long de la côte, la smectite évolue de 27 à 40% dans la fraction argileuse, la kaolinite diminue légèrement de 36 à 32% et l’illite chute de 28 à 18%. Ces tendances sont parallèles à la côte mais il existe une tendance similaire à travers la plateforme.

distribution (Fig. 6.19). Les données sont moyennées pour les sédiments de surface des grands bassins océaniques (Tab. 6.4). Elles constituent une référence à large échelle même si il existe de nombreuses imprécisions locales.

Le tableau 6.5 présente une compilation des données sur la distribution minéralogique et granulométrique du matériel sédimentaire apporté à l’océan. Les résultats montre la dominance des argiles (67 %) sur les silts (26 %) et les sables (7 %). En considérant les surfaces différentes correspondant aux zones climatiques, les différences de drainage et la composition minéralogique, on peut déterminer la contribution de chaque zone climatique dans l’apport à l’océan pour différentes fractions granulométriques. Les fractions silto-sableuses sont majoritairement issues des régions équatoriales humides : 3.8 millions de tonnes (soit 57 % de la masse délivrée à l’océan). La fraction argileuse représente 15.2 millions de tonnes (soit > 90 %). Ces données montrent que la quantité et la granulométrie du matériel apporté à l’océan changent d’une zone climatique à une autre mais aussi que les assemblages minéralogiques peuvent changer.

En conclusion, des études complémentaires sont souvent nécessaires pour interpréter les assemblages argileux complexes des sédiments marins. Par exemple, les signatures isotopiques des argiles peuvent permettre d’identifier les régions sources (e.g., Fig. 6.20).