GEOLOGIE DU KAOLIN ; CAS DU BASSIN DES CHARENTES

GEOLOGIE DU KAOLIN ; CAS DU BASSIN DES CHARENTES

On présente ici brièvement la géologie du bassin des Charentes. Une étude bibliographique est faite sur la géologie de gisements similaires de Géorgie (USA) et du Brésil. Cela permet de mieux comprendre les processus de formation des gisements kaoliniques du bassin des Charentes. Les gisements actuels du bassin des Charentes sont plus riches en Al2O3  que ceux déjà exploités. On constate la présence d’argiles hyperalumineuses dans ces gisements: une partie de ce chapitre est donc consacrée à l’étude de leur formation.  Avant de décrire l’origine des argiles kaoliniques du bassin des Charentes, Il parait nécessaire de rappeler brièvement les connaissances concernant la genèse de la kaolinite, les paramètres et les phénomènes déterminants la composition minéralogiques du kaolin. A titre d’exemple la formation des kaolins commerciaux de Georgie et de Caroline du sud est brièvement présentée. Les minéraux argileux résultent soit de la désagrégation (altération physique) d’une roche argileuse préexistante appelée roche primaire (minéraux hérités) soit de l’altération chimique par transformation d’un minéral (minéraux secondaires) soit de la précipitation à partir d’une solution (minéraux néoformés). Chacun de ces modes de formation donne des informations sur La transition du granite (feldspath) à la kaolinite a été étudiée par de nombreux chercheurs dans la nature, en laboratoire et par calculs thermodynamiques. Velde (1985) cite de travaux sur ce sujet dès 1957. L’altération des feldspaths et des micas consiste en une série de réactions dans lesquelles les cations (par exemple Na, K, Ca, Mg) du minéral passent dans la solution en échange des ions H ou d’autres cations (Marshall 1962). Le lessivage intense de n’importe quel minéral silicaté conduit systématiquement à des kaolinites. Par exemple dans le cas des feldspaths potassiques on a :

La teneur en CO2 de l’atmosphère semble un paramètre important. Un exemple cité dans le travail de Thiry et al. (2003 et 2005), montre qu’un profil à kaolinite est obtenu trois fois plus vite (c’est-à-dire avec trois fois moins de pluviosité) quand la teneur en CO2 de l’atmosphère est multipliée par 10, comme le prédisent, pour le Crétacé inférieur, le modèle de Berner et celui de Ekart et al. Ceci signifie qu’avec une pluviométrie similaire les profils s’approfondiraient trois fois plus vite que sous les conditions atmosphériques actuelles. L’abondance de CO2 accélère fortement la formation de profils kaoliniques profonds, sans avoir besoin de recourir à des durées d’altération aussi longues ni des climats aussi chauds et humides qu’on ne le pensait précédemment. Ceci explique pourquoi les profils kaoliniques ont été répandus durant le Crétacé, même hors des latitudes tropicales, et sous des climats plus tempérés et moins humides que sur la terre actuelle. En revanche, l’augmentation de la pCO2 n’a pas d’effet direct sur l’apparition de la gibbsite. Il semble que la granulométrie (ou la surface spécifique) ne joue pas sur la vitesse d’altération des feldspaths. Une étude expérimentale a été faite par Holdren et Speyer (1985) sur la dissolution des feldspaths aux basses températures dans les solutions de pH modéré (3-9). Cette étude réalisée sur cinq fractions de taille, (600-300, 300-150, 150-75, 75-38 et 38 micron), montre que, alors que la surface spécifique varie d’un facteur de 20, le taux de dissolution ne varie que d’un facteur inférieur à 2. (Holdren et Speyer. 1985).

Comme on le verra dans le chapitre prochain, la composition du mica des kaolins des Charentes est très proche d’une phengite, c’est pourquoi on présente ici une bibliographie brève de l’altération de la biotite qui peut être un minéral initial avant l’altération. Les études de l’altération de biotite montrent que celle-ci se transforme en interstratifié biotite-vermiculite ou en vermiculite dans les séquences de sol saprolitique. Les vermiculites sont elles-mêmes finalement décomposés en kaolin et oxydes /hydroxydes métalliques (Jeong et Kim 2003). Les minéraux secondaires tels que l’oxyde de fer sont précipités la plupart du temps sur les surfaces latérales. Les observations de Murikami et al. (2003) suggèrent que le fer libéré soit précipité avant qu’il ne passe en solution. La formation des couches de vermiculite entre les couches de biotite se produit même aux étapes précoces de l’altération, quand la biotite n’est pas riche en fer [plus de 0.8 magnésium par O10(OH)2]. Ainsi, un contenu plus élevé de magnésium dans la biotite facilite la formation de la vermiculite. Les couches de kaolinite se développent généralement d’abord dans une partie restreinte du cristal original, procédant de couche en couche et remplaçant par la suite l’ancien cristal de biotite en totalité (Jolicoeur 2000, Murphy 1998). De cette manière la biotite prend la forme d’une vermicule de la taille d’un sable. Les études expérimentales de Malmström (1996) ont montré que la formation d’argiles peut- être rapide dans la nature (semaine-mois).