RELATION ENTRE LE PARAMETRE b DES SMECTITES ET LEUR

Clay Minerals (1983) 18, 165-175
RELATION
SMECTITES
MAGNESIUM.
E N T R E LE P A R A M E T R E
b DES
ET L E U R C O N T E N U
E N F E R ET
APPLICATION
A L'ETUDE DES
SEDIMENTS
A. D E S P R A I R I E S
Laboratoire de Gdochimie des Roches Sedimentaires, ERA 765 du CNRS, Universitd de Paris XI,
Centre d'Orsay, 91405 Orsay, France
(Received 25 November 1982)
R E S U M E : Le param6tre b des smeetites, fi charge faible et empilement d6sordonn6, est
d&ermin6 darts les diagrammes de diffraction X ~ partir des maxima d'intensit~ de la bande
(06,33); ce param&re montre une tr6s bonne corr61ation avec la teneur en fer et magn6sium des
feuillets. Les 6quations de r6gression propos6es sont applicables ~. tousles 6chantillons
renfermant une ou plusieurs vari~t6s min6ralogiques du groupe. La m&hode semble particuli~rement bien adapt6e aux &udes des transformations chimiques des s6diments, au cours, par
exemple, de leur diag6n6se.
Les param&res de maille des silicates lamellaires sont reliables, dans une certaine mesure,
la composition chimique des feuillets. Notamment le caract6re di ou triocta6drique des
min6raux argileux se manifeste par les valeurs de leur param&re b. En rapport avec ce
dernier, diff6rentes formules, tenant compte de la nature et de l'ampleur des substitutions
isomorphiques, ont 6t6 propos6es.
En ce qui concerne le groupe des smectites, les sous-ensembles structuraux pris en
consid6ration par tous ies auteurs sont d'abord et parfois uniquement, les couches
t&ra6driques et octaBdriques. Ainsi, dans l'6quation de rBgression de Brindley &
MacEwan (1953), la valeur du param&re b e s t fonction des taux de substitution Si par
AI dans les couches tBtraBdriques et AI par Mg, Fe 3+ et Fe 2+ dans la couche octaBdrique.
L'Bquation de Radoslovich (1962) est b~tie sur le m6me mod61e, mais ne fait pas appel au
Fe 2§ Dans leur &ude sur la nontronite, Russell & Clark (1978) ont repris ces formules
en introduisant comme nouveau facteur la prBsence du Fe a§ dans les couches t&ra6driques.
Mais, pour certains auteurs, le param&re b est aussi un 'compromis' entre les influences
des couches t&ra6driques, octaBdriques et interfoliaires.
Suquet (1978) montre que dans les saponites de synthBse, la nature et le degrB d'hydratation du cation compensateur doivent &re pris en compte. Darts les hydrates ~, deux
couches et ~ densitB de charge moyenne ~ faible, (0.5 ~ 0.7), l'interaction de la couche
interfoliaire avec le feuillet est pratiquement nulle; le param&re 'b' est alors le r6sultat du
seul compromis entre le param&re bo, lib ~ la composition de la couche octaBdrique libre,
et le param&re bt, lib fi ceile de la couche t&raBdrique libre. Par contre, dans les hydrates fi
une couche et surtout 'zBro couche', la zone interfoliaire a un effet dBformant sur le
feuillet, entra3nant une augmentation de rangle ttde rotation des t&ra6dres et par suite une
diminution du param&re b, plus ou moins d'ailleurs selon la taille et la localisation du
cation (Besson, 1980, Suquet et al., 1981).
9 1983 The Mineralogical Society
A. Desprairies
166
A la suite de tous ces travaux, notre propos est le suivant:
(i) Montrer que dans certaines limites impos6es par les conditions op6ratoires, il existe
une relation lin6alre entre le param&re de maille b des smectites et le seul contenu en fer et
magn6sium des couches t&ra6driques et octa6driques. Une telle relation a 6t6 observ6e par
Aoki et aL (1974), sans qu'ils &ablissent une 6quation de r6gression.
(ii) Utiliser cette relation pour l'&ude d'6chantillons comportant non seulement une mais
plusieurs vari&6s de smectites et l'appliquer fi des probl6mes se rattachant fi l'6volution
de la composition chimique de s6diments.
METHODES
D'ETUDE
Un certain nombre de donn6es, portant/t la fois sur des compositions chimiques et des
param&res de maille de smectites, sont disponibles dans la litt6rature. I1 s'agit en g6n6ral
de min6raux de r6f~rence, souvent d'origine hydrothermale, dont nous avons, pour un
certain nombre d'entre eux, repris en partie les &udes cristallographiques et chimiques afin
de tester nos m&hodes analytiques. Par ailleurs, nous avons nos propres 6chantillons en
provenance, la plupart du temps, de s6diments d'origine volcanique ot~ les smectites de
n6og6n~se/t basse temp6rature sont partieuli~rement bien d6velopp6es.
Analyse chimique des dchantillons
Quand il s'agit de s6diments, les argiles sont extraites par centrifugation et fractionn6es,
le cas 6ch6ant, entre 2 gm et 0.1/am afin d'obtenir une phase compos6e uniquement de
smectites et 61iminer les min6raux d'autres groupes min6ralogiques (kaolinite, chlorite,
etc.). Le contr61e de la puret6 des 6chantillons est effectu6 sur des diagrammes de
diffraction X de poudres dispers6es/l rat&one et par examen au microscope 61ectronique
balayage (CAMECA). La quantit6 de mat6riel ainsi obtenue a rarement 6t6 suffisante pour
permettre des analyses chimiques par voie humide classique ou par fluorescence X. La
plupart de nos analyses ont &6 fournies par un spectrom&re /t dispersion d'6nergie
(syst6me EDAX) coupl6 au microscope 61ectronique fi balayage. Les r6sultats, fi partir de
poudres pastill6es, sont semi-quantitatifs: l'erreur relative est de 5% pour les 616ments de
teneur en poids /_.10%; de 10% pour les 616ments de teneur comprise entre 10 et 5% et
enfin de 20% pour les 616ments mineurs (~<5%). Les r6sultats ont tous &6 normalis6s fi
100% d'oxydes, c'est/l dire sans tenir compte des ions hydroxyles, ni de l'eau r6siduelle et
exprim6s dans des formules structurales calcul6es en demi-maille.
Mesure du param~tre b
Le param&re b a &6 d&ermin6 en diffraction X (goniom&re CGR, tube au cobalt et
monochromateur),/t partir de la lecture sur des diagrammes de poudre du maximum de
l'intensit6 de la r6flexion '060', soit b = d(060) x 6. Les conditions normales de travail
ont 6t6 35 kV et 24 mA pour le g6n6rateur, un temps d'int6gration de 8 s e t une vitesse de
d6filement de 0.5 ou de l ~
min.
La mesure peut &re inexacte en fonction de divers facteurs:
(i) Lorsque les 6chantillons pr6sentent une structure d6sordonn6e, la r6flexion 060 est
remplac6e sur les diagrammes de poudre par une bande (06,33). La position du maximum
de l'intensit6 de celle-ci se d6place vers les grands angles lorsque le d6sordre dans l'empilement des feuillets augmente.
Param~tre bet composition des smectites
167
(ii) La dimension du domaine de coh6rence joue 6galement un r61e; le d6placement du
maximum de la bande (06,33) est d'autant plus faible que le domaine de coh6rence est plus
grand (Besson, 1980).
Pour tenir compte de l'influence de ces facteurs et ne relier les valeurs mesur6es du
param&re b qu'h la composition des couches t&ra6driques et octa6driques, nos 6chantillons
ont 6t6 s61ectionn6s de la mani~re suivante:
(i) Leur touche interfoliaire est form6e toujours d'hydrates /t deux couches; elle ne
joue done pas sur les valeurs du param&re b (Suquet, 1978).
(ii) Caleul6 /t l'aide de la formule de Seherrer (Guinier, 1964)/t partir des r6flexions
(001) et (06,33), l'empilement suivant c e s t de quatre /t sept feuillets et le domaine de
coh6rence dans le plan (a, b) est entre 150 et 250 A. L'organisation eristalline est alors
suffisamment bonne pour que l'on n'ait pas/t prendre en compte les d6placements de la
bande (06,33) observ6s au tours des premiers stades de la cristallog6n6se des smectites
(Decarreau, 1980).
(iii) Leur structure est d6sordonn6e, en rapport avec une densit6 de charge comprise en
moyenne, par demi-maille, entre 0.4 et 0.6. Nous aurons done pour toutes les mesures de
bun d6placement absolu vers les petits angles, mais relativement constant.
RESULTATS
On eonsid6re elassiquement que la valeur de d(060) fi 1.51 /~ est la fronti6re entre les
structures di et triocta6ddque. Plus pr6eis6ment, des valeurs/t 1.50-1.51 ~, indiquent la
pr6senee de smeetites alumineuses,/l 1.51-1.52 ,A des smectites ferrif6res et/t 1.52-1.53/~,
des smectites magn6siennes. Si l'on admet des substitutions isomorphiques continues, et
done l'existence de smectites ~ composition interm6diaire, toutes les valeurs du param&re b
entre ces extremes sont possibles. Mais nous verrons que se pose/t un moment le probl6me
de leur distinction des mdlanges de vari&6s diet triocta6driques.
Relation de rdgression gdndrale pour des dchantillons 'homog~nes'
Nous avons rassembl6 les r6sultats d'analyse cristallographique et chimique de 95
6chantillons ne renfermant qu'un seul type de smectite. Pour 73 d'entre eux, ces r6sultats
sont tir6s de la litt6rature; nous y avons ajout6 14 d&erminations de param&re b que nous
avons effectu6es sur des 6chantillons de r6f6rence dont on connait la composition chimique
et 8 6tudes compl&es de nos propres 6chantillons; tous ces derniers ne pr6sentent dans les
diagrammes de diffraction X qu'un seul maximum d'intensit6 dans la bande (06,33). La
Fig. 1 montre nettement qu'il existe une relation lin6aire entre le param6tre b des smectites
et la somme S des cations F e e t Mg situ6s en position t6tra6drique et oeta6drique:
b(A) = 8.953 + 0.087S _ 0.015A
(1)
La somme S est calcul6e/~ partir des formules structurales en demi-maille: Fe exprime
le fer total, c'est/t dire/t la fois les cations Fe 2+ en position oeta6drique et les cations Fe 3+
en position oeta6drique et t&ra6drique. La droite de r6gression ne prend pas en compte le
d6ficit de charge t&ra6drique 1i6/t la substitution de Si par A1. Sa construction appelle les
remarques suivantes.
Nous n'avons pas introduit, comme Brindley & MacEwan (1953), de coefficient de
r6gression particulier pour Fe 2+ et ceci pour deux raisons. D'abord beaucoup d'analyses
168
A. Desprairies
9.30
9
9
9.20
.'/ - ~ r
. ~
": 9
r ~ 0.96
;-
9
9.1(]
..
i
9,OO
8..0
o
9
.e~l,l~+
o
b(~1~8.953 + 0.087 s -+ 0.015A
*
.~
s+•
o:s
;
,:~
i
',+'+
~
Fe+Mg
31,+
FIG. 1. Variation du param&re b des smectites 'homog6nes' (un seul type de smectite) en
fonction du contenu atomique, t6tra6drique et octa6drique, Fe + Mg. Rdfdrenees bibliographiques--Valeurs originales de l'auteur O 17-18: Reealeul6es[] I 1-16, 25, 34, 35, 49-51;
A 13, 21, 23, 26, 40. Reprises des auteurs 9 38, 9 5, 6, 10, 14, 21, 22, 30, 37, 40, 46, 47, 51;
9 I-3, 36, 42; 9 40; 9 4, 27-29, 31-33, 43--45.
publi6es ne comportent que le fer total, exprim6, de mani6re conventionnelle, sous la forme
2 ou 3. Ensuite, les teneurs en Fe 2+, lorsqu'elles sont sont indiqu6es par les auteurs, sont
toujours faibles ou nulles, m~me dans les smectites triocta6driques. On peut supposer qu'il
enest souvent ainsi,/t condition que les 6chantillons aient 'vieilli' suffisamment. Kohyama
et al. (1973) ont bien montr6 que certaines saponites extraites d'un s6diment encore gorg6
d'eau, par exemple juste apr6s la sortie d'un forage, avaient des teneurs importantes en
Fe2+; mais, laiss6/l l'air libre, le s6diment s'oxydait rapidement et tout le fer dos6 dans ces
saponites au bout de quelques semaines 6tait pass6/~ l'&at trivalent.
Russell & Clark (1978) font intervenir dans leur droite de r6gression le fer t&ragdrique,
mis en 6vidence par spectrom&rie M6ssbauer et Infra-Rouge (Goodman et al., 1976), avec
un coefficient de r6gression un peu plus 61ev6 que celui du fer octa6drique. En effet, la
dispersion des points autour de notre droite de r6gression est beaucoup moins forte,
notamment dans le domaine des nontronites, si l'on y introduit le fer t6tra6drique. Mais il
semble que, parfois, l'introduction du fer dans les couches t&ra6driques soit en partie un
artifice de calcul des formules structurales, destin6/t garder aux couches octa6driques une
charge ne d6passant pas 6 en demi-maille. C'est le cas, par exemple, des saponites d6crites
par Kohyama et aL (1973), off le fer trouve toute sa place en position octa6drique lorqu'il
est/t r&at ferreux et se porte, par construction, dans les t&ra6dres lorsqu'il passe/l l'6tat
trivalent. Enfin, le Fe 3+ octa6drique et le Mg auraient le m~me coefficient de r6gression,
scion Radoslovich (1962), bien que leurs rayons ioniques soient diff6rents.
Nous pensons qu'il n'est pas n6cessaire d'introduire le taux de substitution Si par AI
Param~tre bet composition des smectites
169
TAnLEAU 1. R6partition des charges dans ies smectites 'homog6nes' en fonction de leur contenu atomique
Fe + Mg.
Densite de
charge t o t a l e
Moyenne,~"95 6chantillons
}"Fe + Mg < 1X 36 6ehantillons
2 < ~Fe + Mg > 1.~'19 6ehantillons
3 < ~ Fe + Mg > 2 X 40 6ehantillons
-0-51
-0.41
-0-51
-0.60
_+0.02
+ 0.01
+ 0.01
4- 0.03
D6ficitde charge
t6tra6dfique
-0.40
-0.18
-0.29
-0.64
4- 0-03
+ 0.01
+ 0.01
+ 0.02
D6fieitde charge
oeta6dfique
-0.11 4- 0.02
-0.23 + 0-02
-0.22 4- 0.02
+0.04 4- 0.02
dans le calcul de la droite de r6gression, d condition que la densit6 de charge reste faible ~i
moyenne:
(i) La moyenne ,~, --0.51 + 0-02 des densit6s de charge des 95 smeetites r6pertori6es
les situe dans le domaine des empilements d6sordonn6s. La densit6 de charge des feuillets
est due surtout au d6ficit de charge t6tra6drique (X = - 0 . 4 0 + 0.03) et, en moindre part,
au d6fieit de charge oeta6drique (X = - 0 - 1 1 + 0.02).
(ii) On peut caleuler les mSmes moyennes, non plus sur l'ensemble des analyses, mais
sur trois domaines de composition chimique des smectites, ~t savoir ferro-magn6siennes
(Fe + Mg entre 2 et 3), alumino-ferrif6res (2 < Fe + Mg > 1) et alumineuses
(Fe + Mg < 1); Xpasse respectivement de--0.60 + 0.03 ~t--0.51 + 0.01 et--0.41 + 0.01
en m6me temps que diminue le d6fieit de charge des t&ra6dres et augmente celui des
oeta6dres (Tableau 1).
Darts la plupart des 6chantiUons naturels, la substitution Si par AI reste done
sufflsamment faible et constante, tout au moins en regard de la pr6eision dans la mesure du
pararn&re b, pour qu'elle n'intervienne pas de mani6re sensible dans le calcul de la droite
de r6gression. II n'en est que plus important de contr61er la densit6 de charge. Pour ee faire,
il est tr6s utile de se servir des propd&6s de gonflement des smeetites par action du glyc6rol
ou de l'6thyl6ne-glyeol sur ees phyflites satur6es de diff6rents cations. Les 6chantillons
retenus ici forment toujours, dans ees conditions, des hydrates ~ trois couches, ce qui
contlrme leur relative faible densit6 de charge (Suquet, 1978).
Relation de rdgression pour des dchantillons 'hdtdrog~nes'
I1 est tr6s rare de ne trouver dans un s6diment qu'un seul type de smectite. La plupart du
temps nous observons dans le domaine des bandes (06,33) plusieurs pies signalant la
pr6senee d'autant de vari&6s. Les analyses ehimiques ne fournissent done qu'une
composition 'moyenne' des smectites de r6chantillon et il est normal d'obtenir, d'apr6s les
formules structurales qui en sont d6duites, des min6raux en apparence di-triocta6driques,
oil les couches octa6driques renferment en proportion variable Al, Fe, Mg, La droite de
r6gression (Fig. 2) pour les m61anges de smeetites est la suivante:
b(A) = 8.959 + 0.086S _ 0.03A
(2)
Cette droite, de pente tr6s proehe de la pr6c6dente (1), est construite /t partir des
analyses de la fraction argileuse, compos6e uniquement de smectites, de 47 6chantiflons de
s6diments de provenance vad6e, r6eolt6s/t terre ou dans des forages sous-marins:
(i) En ordonn6e, nous avons port6/L chaque fois les valeurs d'un param&re b moyen,
calcul6 fi partir des hauteurs relatives des diff6rents pies d~celables dans le domaine de la
A. Desprairies
170
b (~) " m o y e n "
9.30"
9.2C
9 9
r = 0.95
9.1(
a
9
b ( ~ l =8.959 + 0.086s -+0.03
9.0C
S~Z
Fe+Mg
8.9(
FIG. 2. Variation du param6tre b 'moyen' des smectites 'h&6rog6nes' (plusieurs types de
smectites) en fonction du eontenu atomique, t&ra6drique et octa6drique, Fe + Mg, R~f~rences
bibliographiques--1 18; 9 19; O 20; 9 7-8; [] 17; A 39.
bande (06,33) (Fig. 3). En cas de difficult6 de lecture, nous avons pr6cis6 la pr6sence et la
position des pies par des recherehes darts le domaine de la bande (40,26); cette derni6re
permet de ealculer le param&re a, puis indirectement de contr61er b (a = b/V/3)
(Desprairies, 1979). D'apr6s Suquet (1978), cette relation entre les deux param&res est
observ6e dans les saponites ordonn6es. Par ailleurs, il est certain que des mesures de surface
des pies seraient pr6f6rables /l celles de leur hauteur. Mais, darts de nombreux cas, la
s6paration angulaire entre les pics est trop faible pour qu'une estimation de leur surface ne
devienne par trop al6atoire. Les erreurs que l'on peut imputer aux hauteurs des pics seront
discut6es dans l'application de la m6thode.
hem ;
11
' h
39j~
I
b(k) = t , g a X e = a~gse
a.gTO ~
ols~•
I ~
|
~
|
i
,~
.....
O.2~O
18
I
.....
o.r32
22;, ~ -
9.000 k
|
.....
9.024 ~
|
FIG. 3. Exemples de calcul du param6tre b 'moyen' darts des 6chantillons contenant plusieurs
types de smectites (6chantillons 'h6t6rog6nes').
(~)
b'moyen' =
(8.958A x 11)+ (9.180A • 39)
50
= 9.131A
Pour les 6chantillons (T) fi (~), les valeurs correspondantes en Fe + Mg sont pr6sent6es dans la
FIG. 4.
Param~tre bet composition des smectites
171
TAnLEAU 2. R6partition des charges dans les smectites 'h6t6rog6nes' en fonction de leur contenu atomique
Fe + Mg.
Densite de
charge totale
Moyenne if( 47 6chantillons
~ F e + Mg < 1 X 17 6chantillons
2 < ~ Fe + Mg > 1 X 15 6chantillons
3 < ~ F e + Mg > 2Jr" 15 6ehantillons
-0.55
-0.55
-0.52
-0.57
+ 0.02
+ 0.02
_ 0.03
__ 0.03
D6fieit de charge
t&ra6ddque
-0.34
-0.23
-0.31
-0.49
_+0.02
+ 0.01
_+0-02
_+0.03
D6ficit de charge
octa6ddque
--0.21
--0.32
-0.21
-0.08
+ 0.02
_+0.02
+ 0-02
+ 0.01
(ii) En abscisse S est, comme ci-dessus, la teneur globale, par demi-maille, en Fe + Mg,
fournie le plus souvent par les analyses spectrom&riques (MEB/EDAX). La moyenne X
des densit6s de charge des 6ehantillons 'h6t6rog6nes' est faible ~ moyenne (J( =
- 0 . 5 5 + 0.02) et r6partie de mani6re ~ peu pr6s 6gale entre les d6fieits de charge
t&ra6drique et octa6drique. Si l'on examine les charges des feuillets en fonetion des teneurs
en Fe + Mg, on observe (Tableau 2) une densit6 fi peu pr6s constante; l'augmentation du
d6ficit de charge t&ra6drique est compens6e par une diminution de la charge oeta6drique
au fur et fi mesure que s'amplifie darts le feuillet, la teneur en Fe + Mg.
APPLICATION
Nous avons utilis6 la relation (2) que nous venons d'exposer dans une &ude des alt6rations
sous-marines d'une 6paisse sdrie de hyaloclastites basaltiques, d'~ge doedne moyen, en
provenance d'un sondage du Deep Sea Drilling Project (Leg 26, site 253; Besse et al.,
1981). Ici les produits d'alt6ration des verres sont une association &roite de smeetites
(m61ange en proportion variable de saponites et de beideUites ferrif6res) et de z6olites
(analeime, elinoptilolite, mordenite, phillipsite). On observe un ehangement dans la nature
des z6olites en fonction de la profondeur et pour d6finir les parag6n6ses et les conditions
d'6volution des millieux (t ~ oxydo-r6duetion, ehimie des eaux interstielles, etc.), il &ait
int6ressant de chereher une modification eonjointe dans la composition des smectites.
La Fig. 4 montre une diminution g6n6rale du fer et du magn6sium dans ees min&aux
du bas vers le haut de la s6quence, soit le passage d'une zone h analeime et ~t dominance de
saponites ferro-magn6siennes ~ une zone ~t phillipsite et ~ dominance de beidellites
ferrif&es. Dans chaque 6chantillon, la somme des cations Fe + Mg est calcul6e, eomme il
est indiqu6 pr6e6demment, ~ partir du param~tre b moyen report6 sur la droite de r6gression
(2); eette somme est aussi contr616e dans plusieurs eas par les analyses ehimiques
(MEB/EDAX). Les 6carts que l'on peut noter entre les deux types de mesure sont
eependant attribuables aux deux m&hodes:
(i) Dans un m~me 6ehantillon, les domaines de eoh6renee peuvent &re sensiblement
diff6rents d'une vari6t6 de smectite ~t une autre. Ceei est vraisemblablement dfi au fait que
l'6volution de la composition ehimique des smectites dans la s6quence s'effectue par des
proeessus de dissolution et de recristallisation. La taiUe des domaines de eoh6rence est
reliable fi la largeur des pies: une augmentation de la 'eristallinit6' se traduit par un
aftinement des surfaces et une 616vation de la hauteur des pies. Si les domaines de
eoh&ence ne sont pas eomparables, les hauteurs relatives des pies et, par voie de
eons6quence, la composition ehimique 'moyenne' des smeetites qui e n e s t d6duite, s'en
trouveront d'autant modifi6es.
172
A. Desprairies
Profondeur
-15Om
-250
~
i
=
i. t
:2
450
55om
=~
.~--~_____~/
.
i
iI"
'~
Fe§
L
Mg
9
0:5
{
1.5
2
2'.5
FIG. 4. Exemple d'application de la droite de r6gression (2). Alt6ration diag6n6tique de verres
volcaniques en smectites en fonction de la profondeur d'enfouissement. (Deep Sea Drilling
Project, Leg 26, site 253; Besse et aL, 1981; Besse, 1981.) Teneur en Fe + Mg des smectites
dans chaque 6chantillon, fournie par: 9 le param6tre b 'moyen' report6 sur la droite de r6gression
de la Fig. 2; 9 l'analyse au MEB/EDAX.
(ii) Les formules structurales d6duites des analyses chimique montrent parfois un exc6s
de silice (Si > 4 en demi-maille), dfi ~t la pr6sence d'impuret6s, en g6n6ral des traces de
quartz et de feldspaths, dans la fraction argileuse extraite des s6diments. Ces impuret6s ne
sont pas toujours aussi ais6ment d6celables en diffraction X (opale) et peuvent simplement
affecter, dans les limites th6oriquement acceptables, les valeurs apparentes de substitutions
Si par AI. D'ofi '~ fortiori' la difficult~ d'attribuer un coefficient de r6gression fi cette
substitution. Quoi qu'il en soit, les teneurs en fer et magn6sium s'en trouveront relativement diminu6es. En d6finitive, une mesure du param&re b peut attirer l'attention sur
cette cause d'erreur et un contr61e mutuel des deux m&hodes est souhaitable.
CONCLUSION
Une relation simple peut donc &re &ablie entre le param&re b des smectites et leur teneur
en fer et magn6sium. La m&hode prend 6videmment tout son int6r& pour les s6diments off
rargile est en faible quantit6, difficile ~ extraire ou ~ s6parer d'autres phases aluminosilicat6es (quartz, feldspaths, opale, etc.) Le cas le plus favorable est celui d'6chantillon off
les carbonates sont absents (plusieurs rdttexions de ces derniers peuvent en effet interf6rer
avec celles de smectites au niveau de la bande (06,33) et dont la phase argileuse est
compos6e seulement d'une ou plusieurs vari&6s de smectites. Les droites de r6gression sont
alors applicables directement aux diagrammes de poudre de s6diment total, moyennant
Param~tre b et composition des smectites
173
certaines pr6cautions op6ratoires (contr61e des 'cdstallinit6s' et surtout des densit6s de
charge par les propri6t6s de gonflement de smectites).
Dans d'autres situations des traitements pr6alables seront n6cessaires: destruction des
carbonates par attaque acide m6nag6e, 61imination, autant que faire se peut, par tri
granulom6trique par exemple, des min6raux d i e t triocta6drique appartenant aux autres
troupes de phyUosilicates (ilfites, chlorites, etc.).
Outil pratique pour la g6ochimie des roches s6dimentaires, la mesure du param6tre b
peut ~tre aussi une approche de certains probl6mes structuraux des argiles: une trop
grande distorsion, par exemple, entre les r6sultats donn6s par cette m6thode et ceux fournis
par les autres moyens d'analyse chimique peut mettre sur la voie de cas li6s/t la localisation
particuli6re du fer (t6tra6drique ou interfoliaire) o u / t sa valence. I I e n est de m~me pour le
magn6sium dont le d6but d'organisation en couches brucitiques dans les premiers stades
d'interstratification chlorite-smectite n'est pas toujours ais6/t d6celer en diffraction X.
Dans un tout autre ordre d'id6e, il est troublant de constater le recouvrement de
nombreux points d'analyse sur les deux droites de r6gression. Ceci repose le probl6me de
la possibilit6 de solutions solides entre smectites/~ caract6re di et triocta6drique, de leur
limite avec des processus de dissolution-recristallisation et, en d6finitive, de leur distinction
d'assemblages min6ralogiques de diverses origines. En d'autres termes, les particules en
apparence mono-min6rales sur les diagrammes de diffraction X, pourraient ~tre consid6r6s
comme une population homog~ne de smectites/~ composition variable mals 6troitement
li6e/t chaque fois/t un environnement unique. Les db.,doublements prononc6s de pies dans
le domaine de la bande (06,33) seraient par contre l'indice des m61anges hdtdrog~nes:
6volution in situ des conditions physico-chimiques des milieux et/ou apport de diff6rences
sources. La distinction n'est pas n6gligeable pour les &udes s'attachant, par exemple, aux
transformations diag6n&iques des s6diments.
BIBLIOGRAPHIE
(1) AuEyn A. (1955) Sudi un minerale di tipo montmorillonnitica ira i proditti di disfacimento di une
serpentina. Rend Soc. Miner. ItaL XIi, 31-42.
(2) AuEYrl A. (1960) Sudi una nontronite poco ferrifera di Chiampo (Lesseni). Soc. Tipogr. Editr.
Modenese 33-44.
(3) ALIET'rlA. & ALI~'rn L. (1962) Su due diversi tipi di montmoriUonite riconosciuti nella bentonite di
Gemmano (Forli). Period. Mineral. 3 l, 261-286.
(4) Ao~I S., KOHYAMA,N. & SUDOT. (1974) An iron-rich montmorillonite in a sediment core from the
northeastern Pacific. Deep Sea Research 21, 865-875.
(5) BALLD.F. (1964) Saponite and lizardite veins of the island of Rhum. Clay Miner. Bull. 5,434-442.
(6) BANKS H. 0972) Iron-rich saponite: additional data on samples dredged from the Mid-Atlantic Ridge,
22~ Smithsonian Contr. Earth Sci. 9, 39-42.
(7) B~SSE D., DESPRAImEs A., JEHANNOC. & KOLLAV. (1981) Les paragen~ses de sme~ites et de
z6olites dans une s~rie pyroclastique d'~tge ~oc~ne moyen de l'Or
Indien (D.S.D.P., Leg 26, site
253). BullMineral. 104, 56-63.
(8) BESSED. (1981) Contribution ~ I'~tude de s~diments oc~aniques ~ analcirne. Th~se 3 ~ cycle. Universit~
de Paris Sud, Centre d'Orsay.
(9) BESSON G. (1980) Structures des smectites diocta~driques. Param~tres conditionnant les fautes
d'erapUeraent desfeuillets. Th~se de Doctorat d'Etat. Universit~ d'Orl~ans.
(10) BISCHOFFJ.L. (1972) A ferroan nontronite from the Red Sea geothermal system. Clays Clay Miner. 20,
217-223.
(11) BONNIN D. (1981) Propri~t~s magn~tiques li~es aux d~sordres bidimensionnels dans un silicate
lamellaire ferrique: la nontronite. Etude par spectromdtrie M6ssbauer, rdsonnanees magnJtiques,
magndtisme et EXAFS. Th6se Doctorat d'Etat. Universit6 Pierre et Marie Curie, Paris.
174
A . Desprairies
(12) BRrNDLEVG.W. & MACEWAND.M.C. (1953) Structural mineralogy of clays. Pp. 15-59 in: Ceramics-A Symposium. British Ceramic Society, Stoke-on-Trent.
(13) CAmLERE S. & HENIN S. (1956) Un probltme de nomenclature; les montmorillonites magntsiennes
(saponite, aphrodite, rassoulite, stevensite). Bull. Groupe Fr. Argiles VIII, 37-40.
(14) CEP.NY P. & POVONDRAP. (1965) Chlorite and saponite replacing feldspars in West-Moravian desilicated
pegmatites. Acta univ. Carolinae Geologica, Suppl. 2, 31--40.
(15) DECARREAU A. (1980) Cristallogentse exptrimentale des smectites magntsiennes: hectorite, sttventite.
Bull Mineral. 103, 579-590.
(16) DEJou J., GuYoT J., CHAUMONT C. & LAMY PH. (1975) Prtsence d'une beidellite au sein des diaclases
traversant l'artne granitique du Massif de Crevant (Indre). Bull. Groupe Fr. des Argiles XXVII,
139-152.
(17) DESPRAIl~ES A. & LAPIERRE H. (1973) Les argiles lites au volcanisme du Massif du Troodos (Chypre)
et leur remaniement dans sa couverture. Rev. Geogr. Phys. et Gdol. Dynam. XV, 499-510.
(18) DESPRAmES A. (1979) Etude stdimentologique de formations it caracttre Flysch et Molasse, Mactdoine
Epire (Grtce). Mem. Soc. Geol. France 136.
(19) DESPRAIRIES A. & BONNOr-COURTOIS C. (1980) Relation entre la composition des smectites d'alttration
sous-marine et leur corttge de terres rares.Earth Plan. Sc. Lett. 48, 124-130.
(2O) DESPRAIPaES A. (1981) Authigenic minerals in volcanogenic sediments cored during Deep Sea Drilling
Project. Leg 60. InitialReports D.S.D.P. 60, 455-466.
(21) EGGLETON R.A. (1977) Nontronite; chemistry and X-ray diffraction. Clay Miner. 12, 181-194.
(22) FAUST G.T., HATHAWAY J.G. & MILLOT G. (1959) A restudy of stevensite and allied minerals. Am.
Min. 44, 342-370.
(23) GOODMAN B.A., RUSSELL J.D. & FRASER A.R. (1976) A M6ssbauer and I.R. spectroscopic study of
the structure of nontronite. Clays Clay Miner. 24, 53-59.
(24) GUINIER A. (1964) Thdorie et Technique de la Radiocristallographie. Dunod, Paris. 36me 6d.
(25) HIRNE M., MERING, M., MAUREL M. & NICOLAS J. (1964) Etude de cinq 6chantillons d'argile. BulL
Groupe Fr. Argite XV, 47-80.
(26) KERR P.F. ET AL. (1950) Analytical data on reference clay materials. Am. Petrol. Inst. Project 49, 7.
(27) KITAHARA J. (1971) Saponite from the Wakamatsu Mine, Tottori Prefecture, Japan. Miner. J. 6,
289-298.
(28) KONNO H. & AKlZUKI M. (1976) Iron-saponite in geode of Mitaki andesitic basalt from Sendai, Miyagi
Prefecture. J. Japan Ass. Mineralogists, Petrologists, Econ. Geologists, 71, 216-220.
(29) KOHVAMA N., SaIMODA S. & Suoo T. (1973) Iron-rich saponite (ferrous and ferric forms). Clays Clay
Miner. 21,229-237.
, ( 3 0 ) KtSTER H.M. (1960) Nontronite and Picotit aus dem basalt des okberges bei Hundsangen, Westerwald.
Beitr. Mineral, Petrog. 7, 71-77.
(31) MATSUI T. (1969) Iron-bearing montmorillonites from pedosphere in North Japan. Clay Science 3,
116-125.
(32) MIYAMOTON. (1957) Iron-rich sapouite from Mazt, Niigata Prefecture, Japan. Miner. J. 2, 193-195.
(33) M u c m M. & HIGASHIYAMA (1971) Iron-rich saponite occurring in druse cavities of basalt near
Yamashiro-cho, Saga Prefecture. Bull. Fukuoko University of Education 21, 151-163.
(34) PEDRO G., CARMOUZE J.P. & VELDE B. (1978) Peloidal nontronite formation in recent sediments of
Lake Chad. Chem. Geol. 23, 139-149.
(35) PIERSON A. (1976) Recherches sur les ndoformations argileuses dans l'environnement volcanique. Thtse
3 o cycle. Universit6 Pierre et Marie Curie. Paris.
(36) PoPpi L. (1970) Su alcune saponiti appenniniche. Comportamento del reticolo alla disidratazione.
Rend. Soc. Miner. Ital. XXVII, 211-216.
(37) QUAKERNAAT J. (1970) A new occurrence of a macrocrystalline form of saponite. Clay Miner. $,
491-493.
( 3 8 ) RADOSLOVlCn E.W. (1962) The cell dimensions and symmetry of layer lattice silicates. II--Regressions
relations. Am. Miner. 47, 617-636.
(39) RANGIN C., DESPRAIRIES A., JEHANNO C., VERNHET S. & FONTES J.C. (1981) Sediments transformation processes on young oceanic crust East Pacific Rise--Leg 65. lnitial Reports D.S.D.P. 65,
(sous presse).
(40) Ross C.S. & HENDRICKS S.B. (1965) Minerals of the montmorillonite group. U.S. Geol. Survey. Prof.
Paper 205-B, 23-79.
Paramdtre bet composition des smectites
175
(41) RUSSELLJ.D. & CLARK D.R. (1978) The effect of Fe-for-Si substitution on the b-dimension of nontronite.
Clay Miner, 13, 133-137.
(42) SELECTED POWDER DIFFRACTION DATA FOR MINERALS (1974) Joint Committee on Powder Diffraction
Standards. 1601. Park Lane, Swarthmore, Pennsylvania 19081.
(43) Suoo T. & OxA S. (1952) An iron-rich variety of montmorillonite found in 'Oya-ishi', J. Geol. Soc.
Japan 58, 487-491.
(44) SUDO T. (1954) Iron-rich saponite found from Tertiary iron sand beds of Japan (re-examination on
'lembergite'), J. GeoL Soe. Japan 60, 18-27.
(45) SuDo T. & SHIMODAS. (1978) Clays and Clay Minerals of Japan. Elsevier Publishing Co. AmsterdamOxford-New York.
(46) SUQUET H. (1978) Propridtds de gonflement et structure de la saponite. Comparaison avec la
vermiculite. Thtse de Doctorat d'Etat. Universit6 Pierre et Marie Curie. Paris.
(47) SUQUET H., MALARO C., Copln E. & PEZERAT H. (1981) Variation du param&re b et de la distance
basale d 001 dans une strie de saponites h charge croissante: I. l~tats hydratts. II. l~tats 'ztro touche'.
Clay Miner. 16, 53-67 et 181-193.
(48) TmRV M. (1973) Les sddiments de l'Eoe~ne infdrieur du Bassin de Paris et leurs relations avecla
paleoalt(ration de la eraie. Thtse 3 o cycle. Universit6 Louis Pasteur. Strasbourg.
(49) TRAurn N., SOMMER F. & LtJCAS J. (1969) Evolution gtochimique d'une strie stdimentaire paltogtne
dans le Bassin de Paris. Bull. Serv. Carte Gdol. Als. Lorr. 22, 279-310.
(50) VAn OLPHEr~ H. & FRIr'IA'r J.J. (1979) Data Handbook for Clay Materials and other Non-Metallic Minerals. Pergamon Press, London & New York.
(51) WIEDEN P. (1969) Ein eisenarmer Nontronit. Tsehermakes Min. u. Petro. Mitt. 7, 186-199.
A B S T R A C T : The b-axis dimension of smectites of low layer-charge and with disordered
layer arrangements is calculated from the peak maximum of the (06,33) band on X-ray powder
diffraction patterns. The b-parameter increases linearly with the total (Fe + Mg) content of the
unit cell. A regression equation is presented for predicting the (Fe + Mg) content from bdimension; this is applicable to all members of the smectite group, even when a number occur
together in one sample. An example is given of the use of this equation in studies of the chemical
transformation of clay minerals during burial diagenesis.
K U R Z R E F E R A T : Aus der Lage des Maximums des (06,33)-peaks einer Rtntgenpulveraufnahme wurde die Grtl3e der b-Achse yon Smektiten mit niedriger Lagung und ungeordneter
Schichtfolge bereehnet. Der b-Parameter steigt linear mit den gesamten (Fe + Mg)-Gehalt der
Einheitszelle an. Mit Hilfe einer Regressionsgleichung ist es mtglich aus der Grtl3e des
b~Parameters auf den (Fe + Mg)-Gehalt der Einheitszelle zu schlieflen, und zwar bei allen
Mineralen der Smektitgruppe aueh wenn eine Anzahl davon in der selben Probe vorkommen.
In einem Beispiel wird diese Gleichung auf die chemische Umwandlung von Tonmineralen
w~ihrend der Diagenese angewendet.
R E S U M E N : Se ha determinado el parfimetro b de las esmectitas de baja carga y apilamiento
desordenado, a partir de la banda de difracci6n (06,33); el par/tmetro b aumenta lineaimente
con el contenido total de (Fe + Mg) por celdiUa unidad. Las ecuaciones de regresitn propuestas
son aplicables a aquellas muestras que contengan ana o mas variedades mineral6gicas del
grupo. E1 m&odo parece particularmente fitil para estudiar transformaciones quimicas de
sedimentos a lo largo, por ejemplo, de su diagtnesis.