Evolution de l’ordre dans les minéraux interstratifiés

Si les types de minéraux interstratifiés (CS, IC et IS) diffèrent d’une Formation à l’autre, ils montrent également une assez forte variabilité dans la proportion et l’ordre d’empilement des pôles (chlorite, illite et smectite) qui les composent. Pour cela, il a été effectué une série de déconvolutions et de modélisations à l’aide du logiciel NEWMOD à partir des diffractogrammes de la fraction < 2 µm saturée Ca puis glycolée de chacune des séquences étudiées.

La Formation FM débute par un niveau dont le cortège argileux (Fig. 5.42 A1),

essentiellement composé d’illite et de chlorite ferreuse – probablement de type chamosite si l’on considère le rapport I(001) /I(002) des réflexions à 14,24 Å et 7,08 Å –, est pauvre en

interstratifié. La dissymétrie à gauche du pic à 10 Å indique toutefois la faible présence d’une phase dont la réflexion à 10,3 Å (AD) et 10,8 Å (EG) caractérise un interstratifié illite/smectite mal ordonné de type IS R1 riche en illite : 83 ± 5% d'illite et 17 ± 5% de smectite.

Figure 5.42 Diffractogrammes des préparations orientées (<2 µm) séchées à l’air (noir) et saturées à l’éthylène glycol (rouge) montrant : A) l’évolution des minéraux interstratifiés dans les séquences V2lom (A1) et V2yam (A2) de la formation FM; B) les déconvolutions types des fractions <2 µm glycolées des séquences V2lom (B1) et V2yam (B2).

Un interstratifié IS de même nature est présent dans la partie médiane de cette séquence, mais il est associé à un interstratifié illite/chlorite dont les intenses réflexions à 11,97 Å et 8,28Å démontrent l’existence d’un interstratifié bien ordonné de type IC R1 (?) à dominance illitique : 54 ± 2% d'illite et 46 ± 2% de chlorite (Fig. 5.42 B1). Enfin, au sommet de la séquence, l’interstratifié IS R0 riche en illite redevient le seul interstratifié présent. Mais à la différence de la partie basale, cet IS est prépondérant par rapport à l’illite.

Au-dessus, la partie supérieure de FM peut être divisée en deux (Fig. 5.42 A2), la partie basale de la séquence V2lyam dépourvue d’interstratifé et la partie sommitale montrant une intense et large bande centrée sur 11,89 Å (AD). Après glycolage, il apparaît que cette réflexion résulte de la contribution de deux interstratifiés (Fig. 5.42 B2). Le premier, caractérisé par un épaulement à 11,97 Å (EG), peut être attribué à un interstratifié IC R0 dont le ratio I:C est proche de celui de la phase IC à la base de FM mais apparemment moins bien ordonné comme semble l’indiquer l’absence de la réflexion seconde vers 8,2-8,3 Å. Le second est surtout visible par sa réflexion à 9,56 Å qui est typique d’un interstratifié IS, riche en illite (ratio I:S environ 62:38) et mieux ordonné que la phase IS basale.

La Formation FY surincombante possède, sur sa totalité, une fraction argileuse

essentiellement composée d’interstratifiés associés à des teneurs variables d’illite/mica et de kaolinite, plus ou moins cristallisés (Fig. 5.43). La chlorite est en trace ou absente.

Figure 5.43 Diffractogrammes des préparations orientées (<2 µm) séchées à l’air (noir) et glycolées (rouge) montrant : A) l’évolution des minéraux interstratifiés dans les séquences V2bern (A1) et V2bron (A2) de la formation FY; B) les déconvolutions types des fractions <2 µm glycolées des séquences V2bern (B1) et V2bron (B2).

Les dépôts silteux de la séquence V2Bern (Fig. 5.43 A1) donnent des diffractogrammes AD caractérisés par un épaulement ou une bande, larges, au voisinage de 11,0 à 10,5 Å. Après glycolage (Fig. 5.43 B1), n’apparaît plus qu’un épaulement situé vers 11 Å, qui correspond à la présence d’illite mal cristallisée (réflexion large centrée sur 10,19 Å) et d’un interstratifié IS R0 (11,24 Å, 9,69 Å), riche en illite (82 ± 5% d'illite et 18 ± 5% de smectite). En situation intercalaire, le niveau de bentonite B4 possède une signature minéralogique très différente. Il est en effet presque exclusivement constitué d’un interstratifié illite/smectite bien cristallisé (réflexions EG intenses à 12,69 Å et 9,39 Å) IS R1. Au toit de cette Formation (Fig. 7.5 A2), la séquence V2Bron montre un IS R0 (10,33 Å, 9,70 Å) proche de celui décelé précédemment en association avec un interstratifié IC (30% d’illite et 70% de chlorite). Enfin, on notera par ailleurs que l’ensemble des dépôts silteux (V2Bern) et silto-gréseux (V2Bron) situés au-dessus du niveau de bentonite B4 contiennent systématiquement de la kaolinite bien cristallisée.

La Formation FN, contrairement aux Formations sous-jacentes, montre une assez forte

homogénéité de l’assemblage des minéraux argileux (Fig. 5.44). Il se compose de manière récurrente d’un mélange d’illite/mica et d’interstratifié IS (Fig. 5.44 A), ce dernier dominant à la base et au sommet de la séquence V2Ka.

Figure 5.44- Diffractogrammes des préparations orientées (<2 µm) séchées à l’air (noir) et glycolées (rouge) montrant : A) l’évolution des minéraux interstratifiés dans la séquence V2ka (A1, A2 ?) de la formation FN; B) les déconvolutions types des fractions <2 µm glycolées de la séquence V2ka (B1, B2, B3).

Ces variations de proportions ne semblent pas associées ni à de fortes variations du ratio I:S (réflexions EG à 11,13-10,26 Å et 9,83-9,70 Å) ni à des modifications significatives de l’ordre dans l’empilement de cette phase (Fig. 7.6 B1 à B3), qui reste de type IS R0 très riche en illite (85-95% d’illite et 15-5% de smectite) ; caractéristiques assez proches de celles des phases IS présentes dans la Formation FY. En revanche, les dépôts argilo-silteux de FN se distinguent par l’existence d’un interstratifié vermiculite / smectite bien ordonné (Fig. 5.44 B1 & B2) de type VS R1 (réflexions à 15,38-15,14 Å et 7,46-7,52 Å) riche en vermiculite à la base (ratio V:S de [70-63]:([30-37]) devenant moins ordonné (Fig. 7.6 B3) et de type VS R0 riche en smectite vers le sommet (réflexion à 16,07 Å seule) de la séquence. On notera que cet interstratifié est fréquemment associé à de petites quantités de chlorite (14,25 Å).

Les Formations UFF du Vendien terminal, qui correspondent à un grand nombre

d’alternances de dépôts silto-gréseux, présentent malgré tout une composition de la fraction < 2 µm remarquablement homogène (Fig. 5.45). La chlorite (14,25 Å, 7,08 Å) est généralement la phase la plus abondante en association avec une phase à 10,0 Å plutôt micacée qu’illitique (Fig. 5.45 A1 & A2). La présence de kaolinite (7,15 Å) est quasi

systématique mais toujours mineure. La phase dont les teneurs relatives sont les plus variables est un interstratifié illite/smectite (réflexions EG à 10,27-10,57 Å et 9,98-9,88 Å) peu ordonné (Fig. 5.45 B1 & B2) de type IS R0 très riche en illite (95% d’illite et 5% de smectite). Enfin, ponctuellement, il a été détecté (Fig. 5.45 B2) un interstratifié chlorite/smectite (réflexion EG à 14,79 Å) de type CS riche en chlorite (80% de chlorite et 20% de smectite), toujours en petite quantité et associé à de la chlorite.

La série phanérozoïque coiffant la série vendienne du bassin de Podolya débute par un

dépôt carbonaté d’âge cambrien dont la fraction argileuse (Fig. 5.45 A3 & 5.45 B3) est un mélange de chlorite (14,26 Å, 7,06 Å) et de mica (10,0 Å) bien cristallisés associé à des traces d’illite (10,19Å). Les minéraux interstratifiés ainsi que la kaolinite en sont totalement absents. La transition entre les terrains précambriens et cambriens est donc clairement enregistrée dans les variations du cortège argileux.

Figure 5.45 Diffractogrammes des préparations orientées (<2 µm) séchées à l’air (noir) et glycolées (rouge) montrant : A) l’évolution des minéraux interstratifiés dans des séquences V2pil (A1) et V2pol (A2) des formations d’UUF et des dépôts phanérozoïques (A3); B) B) les déconvolutions types des fractions <2 µm glycolées des séquences V2pil (B1) et V2pol (B2) des formations d’UUF et des dépôts phanérozoïques (B3).