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