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III.2.1.2 Structure Les phyllosilicates sont des silicates dans lesquels les tétraèdres de SiO 4 forment des feuillets infinis bidimensionnels. Ces feuillets tétraédriques sont condensés avec des octaèdres d'oxydes métalliques dans un rapport 2:1 ou 1:1. Les phyllosilicates sont également appelés plus simplement silicates lamellaires (Le Pluart, 2002). Les différents groupes de minéraux argileux se différencient par l'arrangement de leurs couches tétraédriques et octaédriques représentées sur la Figure III-1. L'organisation structurale des phyllosilicates est basée sur une charpente d'ions O -2 et OH - (Caillère et al., 1982). Ces anions occupent les sommets d'assemblages octaédriques (O -2 et OH - ) et tétraédriques O -2 . Dans les cavités de ces unités structurales élémentaires viennent se loger des cations de tailles variables (Si 4+ , Al 3+ , Fe 3+ , Fe 2+ , Mg 2+ ) en position tétraédrique ou octaédrique. Ces éléments s'organisent suivant un plan pour constituer des couches octaédriques et tétraédriques dont le nombre détermine l'épaisseur du feuillet. L'espace entre deux feuillets parallèles s'appelle espace interfoliaire. Lorsque deux cavités sur trois de la couche octaédrique sont occupées par Al 3+ (ou un autre ion métallique trivalent), la structure est dénommée dioctaédrique. Quand la totalité des cavités octaédriques est occupée par des ions métalliques bivalents, la structure s'appelle trioctaédrique. Par ailleurs, il peut exister des substitutions isomorphiques dans les couches tétraédriques (Si 4+ ,Al 3+ , Fe 3+ ) et /ou octaédrique (Al 3+ , Mg 2+ , Fe 2+ , ou Mg 2+ ,Li + ). Ces substitutions entraînent un déficit de charge qui est compensé, à l‟extérieur du feuillet, par des cations compensateurs. Figure III-1: Représentation schématique d'un feuillet de phyllosilicate 2:1 (Luckham et Rossi, 1999) III.2.1.3 Classification des argiles Il existe différentes classifications des argiles. La plus classique est basée sur l'épaisseur et la structure du feuillet. - 40 -
On distingue ainsi quatre groupes (Jozja, 2003) : - Minéraux à 7 Å : Le feuillet est constitué d'une couche tétraédrique et d‟une couche octaédrique. Il est qualifié de T:O ou de type 1:1. Son épaisseur est d‟environ 7 Å. - Minéraux à 10 Å : Le feuillet est constitué de deux couches tétraédriques et d‟une couche octaédrique. Il est qualifié de T:O:T ou de type 2:1. Son épaisseur est d‟environ 10 Å. - Minéraux à 14 Å : Le feuillet est constitué de l'alternance de feuillets T:O:T et de couches octaédriques interfoliaires. - Minéraux interstratifiés : L‟épaisseur du feuillet est variable. Ces minéraux résultent du mélange régulier ou irrégulier d‟argiles appartenant aux groupes ci-dessus. La deuxième classification a été établie par Mering et Pedro (1969). Cette classification prend en compte la localisation des substitutions, leur distribution et le type de cations compensateurs. Le Tableau III-1 présente une classification déduite des travaux de Brindley (1966) et Mc Kenzie (1975) qui donne la valeur de la charge permanente du feuillet qui a servi comme critère pour établir une classification des phyllosilicates 2:1. Parmi l‟ensemble des argiles citées dans le Tableau III-1, les trois familles les plus importantes sont les kaolinites, les illites et les smectites : - Kaolinite : Dans le cas de la kaolinite, le feuillet est toujours neutre, dioctaédrique et alumineux, de composition (Si 2 )(Al 2 )O 5 (OH) 4 par demi-maille (Pedro, 1994). Morphologiquement, la kaolinite se présente sous forme de particules hexagonales constituées par des empilements de feuillets (Jozja, 2003). - Smectites : La structure de la couche octaédrique des smectites, ainsi que la localisation des substitutions, a conduit à une classification de ces minéraux. Ainsi, il existe deux grandes catégories de smectites. Les premières sont dites dioctaédriques du fait de l'occupation de seulement deux sites octaédriques sur trois. Typiquement, l'ion en site octaédrique est alors l'aluminium, qui est remplacé par du magnésium ou du fer, alors que le silicium tétraédrique est remplacé par de l‟aluminium. Les autres smectites sont trioctaédriques, car tous les sites octaédriques sont occupés. L'ion en site octaédrique est en général le magnésium. Les sméctites les plus répandues dans la nature sont : la montmorillonite et l'hectorite, dans lesquelles les substitutions ont principalement lieu dans la couche octaédrique, sont, et donc les plus souvent étudiées (Viallis-Terrisse, 2000). - Illite : Comme les smectites, cette famille est aussi un phyllosilicate 2:1. Les feuillets possèdent une charge globale négative, plus élevée que celle des smectites, qui est compensée par des ions potassium. La différence fondamentale avec les smectites réside dans le fait que les ions compensateurs (potassium) ne sont que très faiblement échangeables: l‟illite a une capacité d‟échange cationique faible. Il n‟y a pas d‟hydratation des espaces interfoliaires (Jozja, 2003 ; M'bodj et al. , 2004). - 41 -
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