Pédologie 9

VI. L'ALTERATION

V1 Processus bioclimatiques de l'altération

V.1.1 Contexte

Différents facteurs agissent sur la nature et la composition du complexe d'altération :

- Composition du matériau d'origine

- facteurs bioclimatiques ( climat général, végétation liée à ce climat ), 

- temps ( durée de l'évolution ).

Un même granite ne s'altère pas de la même façon dans les zones boréales, tempérées ou tropicales. Il ne donne pas le même complexe d'altération s'il s'agit d'un sol jeune ( quelques milliers d'années ) ou d'un sol très vieux ( agé de plusieurs centaines de milliers d'années ).

Les deux facteurs ( bioclimatologiques et temps) permet de caractériser les zones d'altération à l'échelle mondiale. 

Il ne faut cependant pas oublier les conditions de station :

- nature de l'humus

-pH

- conditions de drainage des variantes en fonction des

qui interviennent plus localement pour modifier l'orientation générale de l'altération.

Les trois premiers facteurs sont des processus bioclimatiques liés aux temps s'applicant à une roche mère particulière, prenont comme exemple le granite de composition moyenne, pour lequel l'hydrolyse est le facteur dominant . L'eau est donc le vecteur des éléments actifs : entre autre ceux-ci ne peuvent age le climat  efficacement que lorsque la température dépasse un certain seuil : il s'ensuit que l'altération dite chimique que dans des climats suffisamment humides et chauds.

Lorsque le climat est très sec ( désert) ou très froid  ( climat arctique ), l'altération chimique est remplacée par une simple désagrégation physique de la roche, sans modification des matériaux primaires ; les fortes variations de température interviennent surtout dans les déserts, alors que les alternances d'humectation et de dessication, l'action du gel de l'eau d'imbibition des roches, sont les agents de la désagrégation en climat froid.    

En fonction du contexte climatique, il y a donc altération physique ou chimique. 

Si d'autres facteurs tels la nature de la matière organique n'interviennent pas, l'altération chimique est dite géochimique 

Par contre si des tels facteurs interviennent, l'altération chimique est dite biochimique 

L'altération biochimique est donc liée intimement à l'action de la matière organique ; cette altération part des horizons humifères et progresse vers le bas ; elle affecte surtout les sols jeunes, donc peu profonds. Elle est généralement progressive et incomplète, le processus de transformation ( éventuellement soluibilisation) étant les plus importants.Les oxyhydroxydes libérés ne cristallisent qu'incomplètement : c'est le type d'altération qui domine en climats tempérés .

L'altération géochimique , au contraire ne met pas en jeu de matière organique, elle affecte les horizons minéraux profonds des sols les plus anciens et altérés sur une grande épaisseur. Elle caractérise particulièrement les climats chauds, qui favorisent une évolution rapide de la matière organique, limitée à la surface des ols . Les eaux profondes neutres, souvent à température élevée, provoquent une hydrolyse totale des minéraux primaires (lorsque tous les constituants d'une roche sont libérés), suivie d'une néoformation plus ou moins importante d'argile et d'une forte cristallisation des oxyhydroxydes libérés.  

Ces processus fondamentaux présentent des modalités et des variantes en fonction des conditions locales et de station.

V.1.2 Altération biochimique

Ses modalités sont liées :

- au type d'humus

-au pH

- à l'activité biologique

On distingue :

- l'hydrolyse neutre ( neutrolyse).

- l'hydrolyse acide ( acidolyse )

- La complexolyse 

a) hydrolyse neutre 

Elle caractérise en fait les milieux à complexes absorbant saturé, en particulier les milieux calcaires ( mull eutrophe, mull carbonaté ). L'altération est toujours très modérée, elle est de type héritage dominante ".Cependant les illites peuvent subir une certaine élimination des ions K intermédiaires et se transformer en vermiculites ; ces dernières peuvent évoluer en montmorillonites par un processus d'"agradation " c'est à dire par intégration de silice soluble dans les lacunes des couches tétraédriques. La plupart des montmorillonites sont, en fait, héritées du matériaux , le milieu étant favorable à leur conservation.

b) acidolyse

Elle caractérise les mull acides (ou mésotrophes), les composés solubles complexants étant biodégradés ou insolubilisés dès la surface. Seuls certains composés solubles non complexants atteignent l'horizon (B), en particulier les acides minéraux ( , SO42-,NO3- ) provenant de la minéralisation de la matière organique.

Dans ces conditions, on observe une transformation plus ou moins importante des minéraux micacés ( illites) , qui se traduisent non seulement par une perte d'ions K et une ouverture des feuillets, mais par une aluminisation plus ou moins importante des argiles, suivant l'acidité du milieu.

Une partie des ions Al est perdue sous forme de sels solubles, l'autre partie prend la forme de échangeable ou forme des ions complexes interfoliaires ( vermiculites alumineuses).

c) Complexolyse   

C'est le type d'altération des milieux très acides à faible activité biologique mais en présence de matière organique. L'humus est un moder ou un mor, cette fois ci, les agents organiques complexants, soit acides aliphatiques simples ( acide citrique, oxalique,...), soit précurseurs solubles des acides fulviques, ne sont pas biodégradés et ils atteignent les horizons minéraux ; ils renforcent l'action des ions H+, en solubilisant, par complexation, les ions Al et Fe intégrés dans les feuillets cristallins, ce qui les rend très agressif à l'égard des minéraux primaires et des argiles : les uns et les autres subissent une dégradation progressive de leur structure initiale, qui est ainsi détruite, les constituants, en particulier SiO2 et Al2O3 étant libérés. Mais la présence de matière organique complexante interdit toute néoformation d'argile. Les constituants sont ainsi partiellement éliminés sous la forme soluble, partiellement insolubilisés à l'état amorphe ( processus de solubilisation ou de dégradation , suivie d'amorphisation , caractéristique de la podzolisation.

PROCESSUS SECONDAIRES : Il existe deux processus secondaires, qui peuvent devenir importants dans certains milieux.

- La chloritisation : formation de chlorites alumineuses , par réunion des ilôts interfoliaires d'alumine en un feuillet gibsitique continu : intervient seulemnt dans les milieux très acides et confinés.

- L'andosolisation  : altération très particulière aux roches à structure vitreuse ou microlithique ; cette altération , très rapide, libère l'alumine sous forme de gels amorphes ou incomplétement  cristallisés ( allophanes, imogolites) qui immobilisent les composés organiques solubles , en donnant des complexes humus-alumine très stables. Les néoformations d'argile cristalline sont inhibées.    

VI.1.3 Altération géochimique 

Il s'agit d'une hydrolyse totale , se produisant en milieu neutre, dépourvu de matière organique soluble, les constituants minéraux, quelle que soit leur nature sont libérés :  les plus solubles , dans un tel milieu sont la silice et les bases, qui sont éliminés plus ou moins complètement par drainage  ; les oxyhydroxydes de fer et d'aluminium, par contre , s'insolubilisent et s'accumulent. Lorsque l'élimination de la silice n'est pas complète, une néoformation d'argile se produit par recombinaison de silice et d'alumine  ( et parfois de fer ) : il se forme d'abord des gels amorphes , qui évoluent rapidement vers l'état micro-cristallin. Les oxydes restant libres prennent aussi le forme cristalline : goethite ou hématite pour le fer, gibbsite pour l'aluminium.

En définitive, la composition du complexe d'altération dépend de la quantité de silice qui échappe à l'élimination par drainage , et qui participe aux néoformations d'argile : deux facteurs entrent en jeu dans ce processus :

1) Les conditions de drainage et le pH du milieu

2) Le facteur temps,

la perte de silice étant progressive et pouvant se poursuivre sur plusieurs centaines de milliers d'années . La néoformation dans ces conditions , donne naissance a des argiles plus ou moins riches en silice : la bisiallitisation désigne la néoformation d'argiles 2/1 ( smectites , montmorillonites), la monosiallitisation, celle d'argiles 1/1 (  kaolinite ou halloysite), l'allitisation concernant la cristallisation d'alumine, toute la silice étant éliminée ( Pedro, 1979).

VI.2 Facteurs chimiques contrôlant l'altération 

VI.2.1  Résistance d'un minéral à l'altération

L'énergie de liaison varie selon le type d'ions concernés. Le K+ est faiblement lié à l'oxygène, le Fe++ et le Mg++ le sont moyennement; le Si 4+ établit au contraire des liaisons trés fortes. On comprend ainsi que le quartz, tectosilicate ne comportant que des liaisons fortes entre le silicium et l'oxygène, résiste mieux à l'altération; l'olivine en revanche, contenant des cations moins liés (Fe++ et Mg++) a un réseau cristallin plus fragile. GOLDICH (1938) a établi l'ordre de résistance des minéraux à l'altération :

Labile

olivine ...................................................................plagioclases Ca

augite .............................................plagioclases Ca-Na

hornblende ................plagioclases Na-Ca

biotite .........plagioclases Na 

muscovite 

feldspaths K 

 Résistant......................................quartz

On remarque que cet ordre évoque les suites de BOWEN: ce n'est pas un hasard. Dans un magma, l'olivine cristallise à haute température, elle est donc particulièrement instable dans les conditions de surface; elle est la plus labile. Le quartz, en revanche est formé à une température moins élevée, il est plus stable. Le type de réseau cristallin intervient dans la stabilité du minéral en surface. Les phyllosilicates, comme la muscovite, résistent mieux à l'altération. Des travaux récents ont permis d'évaluer la vitesse d'hydrolyse d'un minéral silicaté en mesurant la vitesse de libération de la silice issue du minéral dans le milieu . Cette vitesse est fonction de la surface de contact du minéral, du pH et d'une constante de vitesse de libération "K" propre au minéral qui est mesurée en mole/m2/an; voici quelques valeurs de K:

    anorthite : 1,76 10-1

    feldspath K : 5,26 10-5

    muscovite : 8,09 10-6

    quartz : 1,29 10-7

On retrouve plus ou moins l'ordre établi par GOLDICH.

VI.2.2 Mobilité des ions

La mobilité d'un ion dépend de son rayon et de sa charge ionique.

* Rayon ionique:

    Si4 +: r = 0,42 A°

    Al 3+: r = 0,51 A°

    0 2- : r = 1,4 A°

La taille des ions détermine leur arrangement cristallin; le nombre de coordination d'un ion par rapport à l'oxygène est le nombre d'ions oxygène qui peuvent se disposer autour de l'ion considéré:

    - Silicium : nombre de coordination 4, l'arrangement est un tétraèdre;

    - Aluminium: nombre de coordination 6, l'arrangement est un octaèdre.

* Charge ionique :

la charge Z d'un ion est égale à 1+, 2+, 3+...

* Potentiel ionique:

c'est le rapport Z/r; il détermine le comportement des ions. La classification établie par GOLDSCHMIDT distingue 3 groupes d'ions d'après la valeur du potentiel ionique:

    * Z/r < ou = 3 : les cations solubles, gros ions faiblement chargés;

    * 3 < Z/r < 10 : les hydrolysats, hydroxydes insolubles;

    * Z/r > 10 : les oxyanions solubles, anions complexes avec oxygène.

La répartition des charges électriques à la surface de l'ion explique son comportement vis-à-vis de l'eau.

* oxyanions solubles: leur potentiel ionique est grand, leur surface est fortement chargée. Ces ions dissocient les H+ des molécules d'eau et s'associent avec les O--: les ions soufre donnent des ions sulfates (SO4)2-, les ions carbone des carbonates (CO 3)2-, les ions phosphore des phosphates (PO4)3-...

* hydrolysats: la dissociation de l'eau est partielle en H+ et OH-. Les cations s'unissent aux OH- et forment des hydroxydes insolubles (Fe2 O3, Al2 O 3...)

* cations solubles: leur potentiel ionique et leur densité de charge de surface sont faibles. Ils n'ont pas d'action sur la molécule d'eau et restent dispersés.

 

classification des ions par Goldschmidt.

La valeur du potentiel ionique permet donc d'expliquer l'association de certains métaux dans les minéralisations (par exemple la paragénèse plomb-zinc), le lessivage des cations solubles et des oxyanions comme le potassium, les sulfates, l'immobilité relative des hydrolysats comme l'Al (OH)3 (gibbsite).

VI.2.3 Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse

Ce sont les facteurs physico-chimiques qui participent notamment à la définition du climat:

* la concentration en SiO2 exprimée en concentration d'acide silicique H 4 SiO 4,

* la concentration en cations basiques (Na+, Ca++, K+),

* le pH déterminé en particulier par les acides organiques,

* la température dont l'augmentation régit la vitesse des réactions et la possibilité de dissolution des ions dans l'eau,

* la vitesse de circulation de l'eau dans le milieu (drainage) exprimant les conditions de confinement ou de lessivage.

VI.2.4 Cas du Fer

La solubilité du Fe dépend de la stabilité du système Fe2+ / Fe3+. De plus, l'hydroxyde ferrique, hydrolysat insoluble, peut être solubilisé par ionisation en pH acide.

 

stabilité du système Fe2+ / Fe3+ en fonction de l'Eh et du pH pour une solution diluée à température de 25°C et pression atmosphérique.

 

solubilité du Fe3+ en fonction du pH de la solution.

On voit que dans les conditions naturelles, l'état d'oxydation du fer dépend du pH: le fer ferreux est stable à pH acide, le fer ferrique à pH basique. Dans les milieux à l'abris de l'air (sol, fond de marécage...) le fer est à l'état ferreux ; il passe à l'état ferrique au cours de l'altération à l'air. Il est lessivé en partie par l'eau de pluie légèrement acide et transporté par les rivières. Arrivé dans l'eau de mer à pH basique, sa solubilité diminue fortement et il précipite.

VI.2.5 Solubilité de la silice

Elle est principalement sous forme d'acide silicique H 4 SiO 4; l'eau de rivière en contient environ 13 mg/l. Le pH a peu d'action sur sa solubilité dans les conditions normales (la solubilité de la silice augmente au delà de pH = 9 ). Il y a en fait relativement peu de silice transportée car les ions Al3+ réagissent sur elle pour donner des amas colloïdaux silico-alumineux peu mobiles. La figure 7 montre la solubilité du quartz en fonction du pH et de la température. L'axe des ordonnées indique la quantité de silice perdue par le cristal et passant en solution. Cette quantité est grossièrement multipliée par 10 entre 0 et 60°C; l'action du pH ne se fait sentir qu'au delà de pH = 9.

solubilité de la silice.

Les figures suivantes montrent les champs de stabilité de quelques minéraux , dans les conditions de surface (t = 25°C, pression atmosphérique), en fonction de la concentration en silice et en cations. On voit que l'albite est stable pour des concentrations en Na+ et silice élevée; quand ces concentrations deviennent faibles, l'albite est totalement hydrolysée en gibbsite, hydroxyde d'aluminium de formule Al(OH)3 (ou Al2 O3, 3 H 2 0) ; pour des teneurs moyennes, elle est hydrolysée partiellement et se transforme en kaolinite ou en smectite sodique selon la teneur en ion Na+. Le même schéma est observé pour l'anorthite (plagioclase calcique); le champ de stabilité de la smectite calcique est plus vaste; ce minéral sera plus commun dans les produits d'altération.

 

  champ de stabilité de quelques minéraux 

 

V.1.3 Bilan global d'altération

La destruction des édifices cristallins silicatés produit des fragments de chaine silicatées qui, au moins dans un premier temps, restent sur place, et des ions solubles qui sont emportés par l'eau ou lessivés. L'importance respective de l'héritage, les transformations et les néo-formations est étroitement liée à l'intensité de l'altération et au lessivage. Pour une altération et un lessivage faible , les argiles 2/1 de type illite sont en majeure partie héritées. Avec l'augmentation de l'intensité de l'altération, ce sont des smectites ou de la kaolinite, plus pauvres en silice, qui sont synthétisées en fonction de l'importance du lessivage et des ions disponibles (sols méditerranéens, podzols). Pour un fort lessivage, les cations solubles sont entraînés et les phyllosilicates ne peuvent plus se former: il reste sur place le quartz et les oxydes de fer et d'aluminium (sols latéritiques).

 

 

 

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