2.1.3.1 Caractères généraux
De vastes régions des continents et des îles avoisinantes ont pour sous-bassement direct de vastes batholites de granites, de granodiorites et de roches ignées plus massives ou des complexes métamorphiques de gneiss, schistes, quartzites, ardoises, phyllites et autres métasédiments, roches métavolcaniques et roches associées. Dans ces régions l’eau souterraine contenue dans les couches altérées de couverture dérivant de ces roches dures est fréquemment captée par des milliers de puits alimentant les villages, les fermes et les élevages des zones rurales.
De plus, le volumes d’eaux souterraines provenant de cette couche altérée conditionne l’écoulement des sources et, dans les régions plus humides, assure l’écoulement de base, en période sèche, d’un grand nombre de cours d’eau. En plus de faire office de réservoir d’emmagasinement d’eau souterraine, les couches altérées conduisent les eaux infiltrées depuis la surface vers des systèmes de fractures plus profonds dans les roches dures sous-jacentes. Les caractéristiques physico-chimiques des couches altérées et leur capacité potentielle d’absorber les eaux d’infiltration, de les stocker et d’alimenter les puits, les galeries ou les sources devient ainsi une question prioritaire dans l’économie de l’eau de ces régions.
Ces couches altérées constituent le résultat d’une interaction entre l’atmosphère, I’hydrosphère, la biosphère et la lithosphère. Le processus d’altération qui donne naissance à ces couches comprend la désintégration (désagrégation) et la décomposition (surtout l’hydrolyse) des constituants originaux et primaires de la roche-mère, en même temps que la formation (cristallisation) de produits minéraux argileux secondaires. L’altération se produit dans tous les types d’environnement climatique. Elle est plus intense sous les tropiques où les niveaux d’ensoleillement sont plus élevés et moins intense dans les régions polaires.
L’altération dépend du jeu réciproque de nombreux facteurs tels que: 1) la surface relative de la roche et ses modifications sous l’effet d’altérations mécaniques; 2) la solubilité relative de la roche originelle et les produits en résultant par altération; 3) le relief d-e la surface du sol; 4) la dimension des particules de la roche-mère; 5) la perméabilité de la masse rocheuse; 6) la composition minéralogique de la roche; 7) la température de la roche; 8) la quantité d’eau d’infiltration et la composition chimique de l’eau de percolation activant l’altération; 9) la position de la nappe phréatique; 10) la distribution et la quantité d’oxygène, de gaz carbonique, d’azote et d’autres gaz actifs dans le système; 11) la nature et l’abondance de la macroflore et de la microflore actives; 12) enfin l’humidification et la dessication des colloïdes et des sels dans la roche.
2.1.3.2 Les processus d’altération
Les processus d’altération sont en général classés en trois catégories: physiques ou mécaniques, chimiques et biologiques. Ces processus fonctionnent simultanément dans quasiment tous les environnements climatiques. On estime cependant que c’est l’altération mécanique qui domine dans les climats froids et arides tandis que l’altération chimique domine dans les climats chauds et humides.
L’altération mécanique comprend la désintégration (ou désagrégation) des roches sous l’effet: 1) des variations prolongées diurnes et saisonnières de la température (ensoleillement); 2) de l’action du gel et du dégel de l’eau; 3) de la cristallisation des sels; 4) et enfin de la croissance des
racines de la végétation. L’altération chimique comprend les mécanismes d’hydrolyse, de chélation, d’échanges de cations, de dialyse, de phénomènes d’oxydo-réduction, de carbonisation et d’hydratation.
Parmi ces phénomènes c’est l’hydrolyse qui, avec l’aide de l’acide carbonique et du COz, est
probalement le mécanisme dominant, les autres occupant une position secondaire. L’altération biologique comprend les activités de la microflore (les bactéries), de la macroflore (plantes, algues, lichens et mousses) ainsi que les vers de terre et les animaux fouisseurs.
L’altération mécanique
Les divers minéraux qui composent les roches dures du socle possèdent des indices différents de dilatation et de contraction face à l’ensoleillement. Par exemple le coefficient de dilatation du quartz est environ deux fois plus élevé que celui de I’orthoclase. Le coefficient de dilatation de la hornblende est compris entre celui de ces deux minéraux. Ainsi les roches à gros grain ou porphyritiques sont plus sensibles à l’altération par ensoleillement que les roches à grain fin même à texture égale, en partie à cause de la dilatation inégale des grains minéraux.
On peut attribuer une partie du processus d’altération sphéroïdale (exfoliation) à
l’ensoleillement, processus habituellement accompagné par l’hydratation des feldspaths, des micas, des amphiboles et des pyroxènes. Bien que l’exfoliation et/ou l’altération sphéroïdale soit communément observée dans les granites, les gneiss granitiques et les porphyrites, elle est aussi courante dans les basaltes et les diabases aussi bien que dans d’autres types de roches. L’exfoliation se présente à toutes sortes d’échelles depuis les lamelles@u les anneaux d’altération de moins d’un centimètre d’épaisseur autour des blocs rocheux sphéroïdes jusqu’à de grandes plaques ou des dômes de plusieurs dizaines de mètres de long ou plus, et fréquemment développés sur des masses rocheuses homogènes et sur d’autres roches apparentées.
L’action du gel et du dégel de l’eau dans les climats tempérés et froids constitue un puissant agent de fragmentation des roches. L’eau qui gèle dans les pores capillaires et les diaclases est particulièrement efficace. Ainsi les roches à nombreux diaclases telles que les phyllites, les ardoises et les schistes sont particulièrement sensibles à la fragmentation.
La cristallisation des différents sels (tels que par exemple le CO3Ca et le NaCI en de nombreux endroits, le Mn0 et le Fe&l
l4
en quelques autres lieux) après évaporation des liquides dissolvants, favorise effectivement la frag entation et la pulvérisation des roches cassantes. Ce processus est particulièrement actif sous l’action alternée de l’humidification et la dissecation.
L’altération chimique
Les minéraux principaux des roches dures peuvent être classés selon leur sensibilité aux attaques de l’oxygène, de l’acide carbonique et de l’eau. La plupart de ces minéraux ont été formés sous des conditions de température et de pression grandement différentes de celles régnant à la surface de la terre. Un classement des minéaux selon leur sensibilité à l’altération serait le suivant, depuis I’olivine le plus sensible jusqu’au quartz le plus résistant: olivine > pyroxène Z=
amphiboles > (hornblende) > biotite > anorthite > orthoclase > muscovite > quartz. Les minéraux ferreux sont sensibles à l’altération surtout parce que l’oxydation du fer ferreux en oxyde ferrique
demande une quantité considérable d’énergie. Le réseau cristallin s’effondre alors plus ou moins quand le fer ferreux est retiré. Quant aux feldspaths, ce sont des variations assez réduites dans la stabilité des cristaux qui expliquent les différences dans leur sensibilité, étant donné que les principaux agents d’oxydation sont le gaz carbonique et l’eau. Le quartz est soluble dans l’eau mais sa solubilité est faible et son taux de dissolution est très lent.
Pendant le processus d’altération les minéraux primaires sont transformés en de nouveaux minéraux secondaires qui sont partiellement hydratés. Souvent ces minéraux présentent des structures en couches auxquelles on donne le nom collectif de silicate en couches. Ils sont aussi connus comme étant des ‘minéraux argileux’ parce que leur résistance mécanique est si faible qu’ils se présentent sous forme de particules extrêmement petites.
Les structures des minéraux argileux typiques sont assez simples. On peut les diviser en deux groupes avec le type kaolin et le type montmorillonite. Le type kaolin consiste en une couche tétraédrique de silice (chaque atome de silice étant entouré de quatre atomes d’oxygène) rattachée à
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une couche d’aluminium octaédrique (chaque atome d’aluminium étant entouré de six atomes d’oxygèn Ceci s’appelle une structure SI-AI. Les couches sont reliées d’une façon assez lâche par des forces moléculaires (forces Van del- Waal), ce qui explique leur faible résistance mécanique.
Le groupe montmorillonite possède une structure fondamentale constituée d’une couche centrale d’aluminium octaédrique reliée de chaque côté à des couches de silice tétraédrique. On peut appeler cela un arrangement Si-Al-Si. Cependant une substitution a eu lieu dans la couche. Dans les couches Si, Si peut remplacer Al, ce qui laisse une charge négative nette qui est alors compensée par des charges de cations en dehors de la structure des réseaux du cristal. De la même façon Al peut remplacer Mg ou Fe* + dans la couche Al, ce qui crée aussi des charges qui doivent être compensées par des cations en dehors de la structure des réseaux du cristal. Il existe une possibilité assez vaste de substitutions possibles, ce qui explique l’étendue extraordinaire des compositions chimiques des couches de silicates Si-Al-Si. On placera peut-être I’illite au point extrême de ces
substitutions étendues.
Les cations de compensation, en dehors de la structure des réseaux du cristal, sont le sodium, le potassium, le magnésium ou le calcium. Le sodium présente un intérêt tout particulier à cause de son hydratation élevée qui écarte les couches Si-Al-Si, ce qui explique les propriétés de gonflement
de la Na-montmorillonite. A l’autre extrême se trouve le potassium lequel, par suite de sa taille est faiblement hydraté et par conséquent aide les couches Si-Al-Si à se rejoindre. Ceci est
particulièrement évident dans les illites où la jointure est si ferme qu’un échange du potassium est rendu difficile.
A cause de leur grande superficie spécifique, les minéraux argileux retiennent des quantités considérables d’eau absorbée, une partie en devenant disponible pour les plantes. Quant aux couches Si-Al-Si, les charges nettes en surplus dans les réseaux du cristal en font d’excellents échangeurs de cations.
Pendant la transformation des minéraux de roches primaires en minéraux argileux, des cations tels que le sodium, le potassium, le magnésium et le calcium s’échappent et apparaissent en partie sous forme de bicarbonates dans les eaux souterraines. De plus, il se forme un peu d’acide silicique SiO4H2 expliquant la présence fréquente de silice amorphe. Bien que la silice amorphe soit beaucoup plus soluble que le quartz, elle peut néamoins précipiter.
La transformation des minéraux de roches primaires en couches de silicates est accrue par les ions hydrogènes, c’est-à-dire par des acides. Ceci peut être démontré par la réaction suivante:
2NaA1Si308 + 2H+ + 9H20-w A12Si205(OH)4 + 4H4SiO4 + 2Na+
( albite ) (kaolinite) (acide silicique)
Dans la zone d’altération les ions hydrogènes proviennent de l’acide carbonique. On peut donc dire de cette réaction que c’est une carbonation et que les sodiums libérés apparaissent sous forme de bicarbonates. Cependant, puisque l’eau intervient dans la réaction, c’est également une hydratation en particulier de la silice et aussi des silicates. Quant aux minéraux ferro-magnésiens tels que la biotite, l’élément ferrugineux est transformé en oxyde de fer, donc la réaction est en même temps une oxydation. Près de la surface du sol les composés organiques accroissent l’altération par la
chélation des cations.
La calcite est fréquente dans les fractures des roches dures. Elle est formée pendant
l’altération des minéraux primaires qui contiennent du calcium, comme par exemple avec la réaction suivante:
4.
CaA12Si2Og + CO2 + 2H20 - CaC03 + A12Si205(0H)4
(anorthite) (calcite) (kaolinite)
Plus tard la calcite peut être diluée par l’acide carbonique avec la réaction suivante:
CaC03 + H20 + CO2 -) Ca2+ + 2HCO;
(calcite)
Près de la surface du sol les processus d’altération dépendent énormément du transport des produits solubles loin du site. Le lessivage de composants solubles devient important. Dans les climats chauds et pendant de forts lessivages, l’acide silicique aura une solubilité élevée et il sera emporté. Dans de telles conditions aucun silicate en couches ne peut se former. Les résidus de l’altération seront les oxydes de fer et les oxydes d’aluminium, c’est-à-dire le fe$s et I’AIOOH (la bauxite). Ce procesus aboutit à la formation de sols latéritiques.
Dans les climats frais et humides la solubilité de l’acide silicique est moindre, le lessivage est, en conséquence, moindre, et l’aluminium peut alors former de la kaolinite. Dans des conditions semi-arides le lessivage est empêché, ce qui favorise la formation de minéraux de montmorillinite.
II est donc évident que les conditions climatiques exercent une influence considérable sur le cours de l’altération chimique dans la portion la plus superficielle du sol. Plus en profondeur, dans les fractures des roches dures du socle, les influences climatiques vont en décroissant et d’autres facteurs tels que les conditions hydrogéologiques déterminent alors le cours des événements.
2.1.3.3 Régimes pédogéniques Pédongénèse
Dans une quelconque région donnée le développement du profil de la couche altérée est en rapport avec la formation du sol ou pédogénèse, laquelle est à son tour en rapport avec le climat, la
situation topographique et le type de roches. Parmi ces facteurs le climat peut probablement être considéré comme dominant, bien que, localement, les mouvements de l’eau souterraine sont certainement importants, ceux-ci étant en partie conditionnés par la topographie. Si l’on fait la synthèse de tous les divers processus d’altération précédemment passés en revue, on peut identifier de la façon suivante les cinq principaux régimes de pédogénèses: la podzolisation, la latéritisation, la calcification, la salinisation et la gleysation. Les régimes de podzolisation, de latéritjsation et de calcification sont en général caractérisés par une stratification tripartite du profil du sol: en
partant de la surface avec un horizon A, on descend vers un horizon B et vers un horizon C à la base.
Podzolisation
Le sol de type podzol se développe de façon caractéristique dans les climats froids aux précipitations relativement abondantes à des latitudes moyennes ou élevées ou à haute altitude. Les forêts de conifères typiques de ce régime ne nécessitent pas beaucoup d’éléments de bases tels que Na, K, Ca et Mg et par conséquent ils n’en restituent qu’une faible partie au sol par décomposition de la litière de feuilles. Des acides humiques provenant d’abondants terreaux de feuilles lessivent la partie supérieure de l’horizon A, avec les bases, les colloïdes, les éléments A$0
vers 7
, Fe.$13et les minéraux argileux. Les bases en solution sont entrainées vers l’horizon et de là
‘eau souterraine et se trouvent chassées du système. Les autres corps dissous sont précipités vers l’horizon B. La partie inférieure de l’horizon A -l’horizon décoloré- consiste alors largement en silice (Si02).
Latéritisation
Ce processus est l’équivalent, dans un climat chaud, de la podzolisation et il est également associé aux forêts et aux précipitations élevées. La latéritisation se produit dans les climats de forêts équatoriales à forte pluviosité, les climats tropicaux à alternance humide et sèche et les climats de moussons ou sub-tropicaux. Avec la présence des bactéries particulièrement vigoureuses qui détruisent la végétation morte aussi rapidement qu’elle apparaît, il n’y a peu ou presque pas d’humus
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dans le sol. Par suite du manque d’acide humique, les éléments Fe$+ Ah03sont relativement insolubles et s’accumulent sous forme hydratée dans des argiles rouges, des nodules et dans des couches à apparence rocheuse (latérite) dans,l’horizon B. La silice (Si$), ainsi que les éléments de base Na, Mg et Ca, sont lessivés vers l’horizon C et de là vers l’eau souterraine et ensuite hors du système. Par opposition avec la podzolisation, aucun horizon distinct A, B ou C ne se développe lors de la latéritisation. De plus comme les minéraux argileux sont virtuellement absents, les horizons A et B ont tendance à être poreux plutôt que collants et plastiques. La latéritisation aboutit généralement à un sol de fertilité médiocre car les bases et les humus font défaut dans l’horizon A.
Recharge et émergence des eaux souterraines
La podzolisation et la latéritisation exigent un fort lessivage dont il résulte un
mouvement descendant de l’eau de percolation. Ces régimes pédogéniques sont, de ce fait, généralement liés à des régions d’origine de l’eau souterraine ou, peut-être, à des zones marécages. Par suite de l’évaporation se produisant dans ces zones, les sels dissous vont se
concentrer dans le sol et dans l’eau à moins que les précipitations ne soient assez fortespour les évacuer.
Calcification
Dans les climats semi-arides les émergences en tant que telles peuvent ne pas être visibles à la surface du sol. Cependant, sous l’effet de l’évaporation, il se produit une concentration de sels dissous dans l’eau souterraine. Cela peut conduire à un dépôt de sels, surtout de carbonate de calcium sous la zone des racines. L’accumulation de sels aisément solubles peut cependant être évitée si le climat est saisonnièrement soit sec, soit pluvieux. Dans ce cas, les sels en excédent sont évacués par l’eau pendant la saison des pluies. Ceci n’empêche cependant pas les dépôts de calcium et de carbonates, et ce processus conduit à la formation de couches dures de carbonate de calcium dans les zones d’émergences d’aquifères. A mesure que ces couches dures s’accroissent et deviennent imperméabes les zones d’émergence se déplacent ‘en amont’, couvrant ainsi des secteurs de plus en plus étendus. Ce processus s’appelle calcification. La précipitation du
carbonate de calcium forme des nodules, des plaques et des couches de caliche, de ‘croûte calcaire’
(2) ou de couches indurées (calcin) dans l’horizon B.
Salinisation
On associe en général ce processus aux climats semi-arides ou désertiques
où il se produit une accumulation de sels hautement solubles dans le profil du sol par suite, cette fois également, d’une émergence d’eau souterraine. Les profils à salinisation apparaissent là où le
drainage est médiocre et où l’eau de ruisselement superficiel s’accumule et s’évapore. Les sols salinisés sont généralement situés dans les vallées à fonds plats, dans des bassins continentaux fermés et plats et par endroits, le long des zones côtières maritimes à caractère aride ou semi-aride. Les sulfates, bicarbonates et chlorures de sodium, de potassium, de calcium et de magnésium sont fréquents dans de tels sols.
(1) Note du traducteur
(2) En français dans le texte anglais
Gleysation
Il existe la possibilité de grandes variations dans l’épaisseur de la zone altérée, dans son étendue et dans ses caractères physiques, selon l’endroit et la région. Néanmoins, le profil typique de cette zone depuis la roche mère saine à sa base jusqu’à la surface du sol, peut se présenter sommairement de la façon suivante:
Zone (a) : argiles sableuses ou sables argileux souvent concrétionnés, l’épaisseur ne dépassant généralement pas quelques mètres.
Zone (b) : accumulation massive de minéraux secondires (argiles) dans lesquels quelques minéraux stablesprimaires peuvent être conservés dans leur forme d’origine. Son épaiseur peut atteindre 30 mètres. Forte porosité mais perméabilité faible.
Zone (c) : roche qui se modifie progressivement vers le haut en devenant une couche friable d’agrégats de cristaux désintégrés avec des fragments de roche. Epaisseur
variant de quelques mètres à 30 mètres.
Zone (d) : fractures et roche fissurée. Epaisseur pouvant varier depuis quelques dizaines de mètres à beaucoup plus. Porosité faible mais perméabilité moyenne du système de fractures.
Dans la plupart des cas, la zone (a) est essentiellement un continium avec l’horizon C du profil du sol. L’horizon B constitue, ordinairement, la partie la plus compacte du profil. C’est le lieu de dépôt le plus intense de nodules et/ou de couches ferrugineuses et/ou alumineuses de latérites dans des environnements tropicaux humides ou sub-humides, (régime pédogénique de latérisation). Là ou le climat est semi-arid ou tropical alterné pluvieux et sec (régime pédogénique de calcification),
l’horizon B est le lieu de dépôt de nodules et/ou de couches de carbonates de calcium (localement
Dans quelques environnements climatiques de transition, il est possible de rencontrer ensemble à la fois des régimes de latéritisation et de calcification coexistants dans une vaste région comme par
Dans quelques environnements climatiques de transition, il est possible de rencontrer ensemble à la fois des régimes de latéritisation et de calcification coexistants dans une vaste région comme par