Metabasalt contains primary igneous minerals: labrador (45%), augite (26%), glass (<5%), and titanomagnetite (7%). Coarse amygdales (7%) are filled by clays, calcite, iron oxides, and quartz. Pyroxene and glass are replaced by Fe-saponite, which can be accompanied by mixed layers chlorite–smectite. In saprolite, plagioclase is replaced by Al-smectite, whereas pyroxene is altered to Fe-saponite (Table 1). In the upper part of saprolite, X-ray diffraction shows the dominance of smectite and the disappearance of talc. Very small amounts of kaolinite are detected. Corrensite is sporadic. Plagioclase and pyroxene weathering products show montmorillonite–beidellite compositions (Table 1). In the soil, the structure of basalt cannot be recognized and clay minerals are represented mainly by smectite, with small amount of corrensite and probably kaolinite.

In metabasalt, the Mössbauer spectrum of the clay fraction (<2 μm and hand-picked clay from amygdales) shows two doublets. The first one, with an isomer shift (δ) of 1.14 mm s⁻¹ and a quadrupole splitting (Δ) of 2.66 mm s⁻¹, contributes for 86% of the total absorption area and can be assigned to Fe²⁺ in octahedral sites of saponite [4,13]. The second doublet, characterised by δ=0.36 mm s⁻¹ and Δ=1.04 mm s⁻¹ (14% of the total absorption area) can be attributed to Fe³⁺ in saponite and corrensite [4,14] (Fig. 2a).

In saprolite, the Mössbauer spectrum of clays also shows two doublets. The doublet characterised by δ=1.12 mm s⁻¹ and Δ=2.65 mm s⁻¹ (20% of the total Fe amount) can be assigned to Fe²⁺ in M2 octahedral sites in saponite [4,14]. The other doublet, which shows δ and Δ values of 0.36 mm s⁻¹ and 0.72 mm s⁻¹, respectively, can probably be attributed to the location of Fe³⁺ in M2 octahedral sites of saponite [14] (Fig. 2b). In the upper part of saprolite, the Mössbauer spectrum is represented by one doublet with values of δ and Δ values of 0.36 mm s⁻¹ and 0.56 mm s⁻¹, respectively, typical of the presence of Fe³⁺ in sites M2 of montmorillonite–beidellite species [8,10].

Au fond du puits, le basalte massif est de couleur noire. Il est parsemé de vésicules millimétriques à centimétriques, remplies d'argiles verdâtres et de quartz. Les fissures sont remplies de calcite et de quartz.

À sa base, le basalte noir–verdâtre perd légèrement de sa cohérence, avec une ouverture de la porosité qui atteint 20%. La texture doléritique du basalte demeure conservée. Les vésicules remplies de silice se débitent facilement. À proximité du sol, la roche friable, brun-jaunâtre, est traversée par de petites fissures (de quelques millimètres d'épaisseur) remplies de produits ferrugineux en provenance de la surface du profil. La diminution de la porosité à ce niveau (Fig. 1d) témoigne des phénomènes d'accumulation signalés dans de nombreux profils d'altération sur basalte [6].

Sur la saprolite se développe un sol brun de structure grumeleuse et épais de 40 cm environ. Il est formé de reliques de basalte altéré et de graviers calcaires de taille centimétrique à décimétrique, enrobés dans une matrice argilo-silteuse. La porosité importante est estimée à 30% (Fig. 1d). Le système racinaire est abondant. De la base vers le sommet du profil d'altération, huit échantillons orientés ont été prélevés d'une manière systématique (Fig. 1b).

Dans ce faciès, les minéraux primaires sont représentés par le labrador (45%), l'augite (26%), le verre (<5 %) et la titanomagnétite (7%). Le basalte est parsemé de vésicules (7%) remplies d'argiles, de calcite, d'oxydes de fer et de quartz.

Le pyroxène est transformé en argile très biréfringente, d'une composition chimique de type saponite-Fe et quelquefois en interstratifié chlorite/smectite de type corrensite (Tableau 1). Le verre est transformé également en saponite microcristalline, de teinte vert olive. Au sein des vésicules, les phyllosilicates tapissent les bordures, le centre est rempli de quartz et/ou de calcite. Les analyses chimiques effectuées sur ces argiles de remplissage montrent la présence de talc et de saponite-Fe (Tableau 1). L'étude minéralogique des argiles extraites dans ce faciès montre la dominance de smectite trioctaédrique, avec du talc et de la corrensite en faibles quantités (Fig. 1c).

À sa base, la texture du basalte est conservée. Ce faciès montre les mêmes structures d'altération que celles observées dans le basalte. En effet, les vésicules contiennent les mêmes produits de remplissage. Les microanalyses EDX réalisées sur les produits d'altération des minéraux primaires montrent que le plagioclase est transformé en smectite alumineuse. En revanche, le pyroxène est transformé en saponite-Fe (Tableau 1).

Dans la partie supérieure de la saprolite, la structure du basalte commence à disparaı̂tre progressivement. Les diagrammes de diffraction des rayons X des argiles montrent une dominance des smectites, avec apparition de la kaolinite. La corrensite apparaı̂t de façon sporadique. Les feldspaths sont altérés en produits argileux isotropes smectitiques. Les minéraux ferromagnésiens ainsi que les argiles de remplissage des vésicules sont de couleur jaune pâle, imprégnées d'oxydes et d'hydroxydes de fer. Les analyses chimiques réalisées sur ces pseudomorphoses correspondent à une smectite de composition intermédiaire entre la montmorillonite et la beidellite (Tableau 1).

Dans le sol, la structure du basalte est effacée. Les reliques de basalte profondément altérées sont enrobées dans une matrice argilo-ferrugineuse. À ce niveau, les produits d'altération du basalte et les produits de transfert sont complètement mélangés. Les minéraux argileux sont représentés essentiellement par la smectite, avec de faibles quantités de corrensite, et probablement la kaolinite.

Les spectres Mössbauer enregistrés sur les argiles de remplissage des vésicules et sur la fraction argileuse globale montrent des signatures spectrales semblables, typiques des phyllosilicates riches en Fe²⁺. Dans les deux cas, on observe deux doublets (Fig. 2a). Le premier doublet, de forte intensité (86% du Fe), est affiné pour les deux échantillons, avec un déplacement isomérique (δ) de 1,1 mm s⁻¹ (par rapport à α-Fe) et un écart quadripolaire (Δ) de 2,6 mm s⁻¹. Ces paramètres sont caractéristiques du Fe²⁺ en site octaédrique dans la saponite (δ=1,00–1,13 mm s⁻¹ et Δ=2,65–2,66 mm s⁻¹ [4,14]) et de la corrensite (δ=1,01–1,02 mm s⁻¹ et Δ=2–2,65 mm s⁻¹ [4]). Pour le second doublet, l'affinement du déplacement isomérique conduit à une valeur de 0,44 mm s⁻¹. Cette valeur correspondrait bien au fer (III) octaédrique, mais elle s'écarte un peu de celle du fer (III) présent dans les autres échantillons (δ=0,36 mm s⁻¹, voir ci-dessous). Cependant, la valeur 0,44 mm s⁻¹ n'est certainement pas très précise, en raison de la faible contribution du second doublet (14% du Fe) et de la superposition de sa raie gauche avec la raie gauche du doublet majoritaire. Nous avons alors fixé le déplacement isomérique à la valeur trouvée (0,36 mm s⁻¹) pour le fer (III) des autres échantillons et affiné les autres paramètres. Comme cela n'altère ni la qualité de la reproduction du spectre, ni les paramètres du fer (II) par rapport à l'affinement précédent mené sans contrainte, nous considérons que le modèle avec δ=0,36 mm s⁻¹ est plus réaliste, puisqu'il respecte la continuité du système. Dans ces conditions, cette contribution (δ=0,36 mm s⁻¹, Δ=1,04 mm s⁻¹) évoque bien le fer (III) dans les sites de la saponite (δ=0,30–0,33 mm s⁻¹ et Δ=0,77–1,09 mm s⁻¹) [4,14] et de la corrensite (δ=0,30 mm s⁻¹ et Δ=0,99 mm s⁻¹ [4]).

Le spectre Mössbauer des argiles extraites à la base de la saprolite comporte également deux doublets (Fig. 2b). L'un est exactement identique à celui attribué ci-dessus au Fe²⁺ octaédrique de la saponite [4,14], mais son intensité très atténuée (20% du fer) témoigne de la disparition d'une partie importante du constituant correspondant. L'autre doublet, avec un déplacement isomérique de 0,36 mm s⁻¹ et un écart quadripolaire de 0,71 mm s⁻¹, provient probablement de Fe³⁺ en site octaédrique M2 de la saponite (δ=0,33 mm s⁻¹ et Δ=0,77 mm s⁻¹) [14]. Ce dernier constituant est largement majoritaire (80% du fer), ce qui dénote un processus d'oxydation avancé.

Dans la partie supérieure de la saprolite, l'analyse Mössbauer de la fraction argileuse montre un spectre simplifié ne présentant qu'un seul doublet (Fig. 2c). Les valeurs respectives du déplacement isomérique et de l'écart quadripolaire (0,36 mm s⁻¹ et 0,56 mm s⁻¹) évoquent le Fe³⁺ en site M2 de la montmorillonite et de la beidellite (δ=0,33–0,35 mm s⁻¹ et Δ=0,54–0,60 mm s⁻¹) [8,10].

Même si la comparaison des valeurs des déplacements isomériques et des éclatements quadripolaires que nous avons trouvées avec celles de substances de référence ne permet pas, à elle seule, d'identifier les sites de fer avec une certitude absolue (spécialement pour les composantes à faible contribution), il est incontestable que le déplacement isomérique de 1,1 mm s⁻¹ correspond au fer (II), et celui de 0,36 mm s⁻¹ au fer (III). L'évolution du rapport Fe (III)/Fe (II), depuis le basalte jusqu'au niveau supérieur de la saprolite, illustre donc de façon évidente la progression du processus d'oxydation.

Par ailleurs, on peut remarquer que les largeurs des raies relatives au fer (II) et au fer (III) sont différentes. Pour le fer (II), les raies sont très peu élargies (Γ=0,15 mm s⁻¹) par rapport à la largeur instrumentale (Γ=0,12 mm s⁻¹) mesurée sur un composé de référence (α-Fe). Ce faible élargissement montre que la substance correspondante est structuralement bien organisée, ce qui est parfaitement logique, compte tenu de la température élevée à laquelle elle s'est formée. En revanche, la contribution de fer (III) présente dans les spectres des Figs. 2a et b est sensiblement plus large (Γ=0,26 mm s⁻¹), ce qui témoigne d'une organisation beaucoup moins parfaite, en accord avec la température de formation nettement moins élevée. Cependant, pour l'échantillon totalement oxydé (Fig. 2c), la largeur de raie devient moins importante (Γ=0,20 mm s⁻¹), comme si le fait d'atteindre l'oxydation complète permettait une amélioration de l'organisation cristalline par rapport aux faciès d'oxydation partielle.

Enfin, l'éclatement quadripolaire relatif au fer (III) diminue lorsque l'oxydation progresse. Cela signifie que, plus l'échantillon est oxydé, plus la distorsion des sites de fer III s'atténue.