jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
vergence of the prism near the Beata Ridge (Fig. 3); (b) the disappearance of the lower part of the prism under the upper part (Fig. 3), gradually pulled up and emerged; (c) the progressive formation of the Haitian Southern Peninsula, with basaltic basement and sedimentary cover similar to those of the Beata Ridge. The left strike-slip context during the Miocene may explain the Peninsula's 350 km stretch and the Southern Peninsula/Beata Ridge complex' crescent-like shape. The Peninsula could result from a collage of slices from the northern part of the Beata ridge sweeping the southern boundary of the North-Caribbean orogen
Beata ridge sweeping the southern boundary of the North-Caribbean orogen eastward (Fig. 4). There is evidence of continuing tectonic activity in this area [5], though the main boundary of the Caribbean plate is obviously located to the north of Hispaniola and along the Puerto Rico Trench. The elevation of Hispaniola (more than 3,000 m) could then be explained by the collision between Beata Ridge and the North Caribbean orogenic belt. 1289-1296, 1988 1291 se développe le bassin de San Pedro, à valeur de bassin avant-arc ([3], [4]). A sa rencontre avec la partie nord de la ride de Beata, à
avec la partie nord de la ride de Beata, à l'Ouest, la fosse et le prisme d'accrétion de Muertos, jusqu'alors globalement rectiligne Est-Ouest, s'infléchissent brutalement vers le Nord-Ouest à l'approche d'Hispaniola. Le prisme de Muertos se prolonge sur le territoire de la République Dominicaine par l'ensemble Sierra El Numéro-Sierra Martin Garcia-Sierra de Neiba, tandis que le bassin de San Pedro correspond au bassin émergé de San Cristobal [4]. DESCRIPTION MORPHOLOGIQUE DE LA CARTE BATHYMÉTRIQUE. — La carte bathymétrique de la zone de jonction entre le système Muertos et la ride de Beata peut être divisée en cinq domaines principaux :
de Beata peut être divisée en cinq domaines principaux : — I : la frange septentrionale du bassin du Venezuela, au sud de la carte ; — II : l'extrémité nord-est de la ride de Beata, ici marquée par la présence de deux reliefs en bordure de la fosse, la dominant de 500-700 m. La crête sud semble tronquée alors que la crête nord s'allonge parallèlement à la fosse; — III : la fosse de Muertos, profonde de 4 700 m, s'incurve brusquement face à la ride de Beata puis disparaît vers le Nord-Ouest ; — IV : la partie
disparaît vers le Nord-Ouest ; — IV : la partie basse du prisme d'accrétion, qui montre une succession de petits plis kilométriques d'axes sub-parallèles à la fosse. Cette zone se rétrécit à l'endroit de la courbure puis disparaît au profit du domaine suivant ; — V : la partie haute du prisme d'accrétion, au Nord de dénivelées atteignant 1000 m de hauteur qui, à la lumière des analyses des profils de sismique réflexion (fig. 2) ([2], [6], [7]) peuvent être interprétées comme l'expression morphologique de chevauchements de la partie haute sur la partie basse du prisme d'accrétion. Au centre de
sur la partie basse du prisme d'accrétion. Au centre de la carte, les plis de la zone basse disparaissent obliquement sous la zone haute. Les ressauts topographiques convergent vers l'Ouest en une falaise qui se dirige vers le Golfe de Neiba (fig. 2). Les profils sismiques montrent que la partie haute du prisme d'accrétion est souscharriée au niveau de la bordure sud du bassin de San Pedro, le soulèvement de cette bordure pouvant atteindre plus de 2 km. LE PROLONGEMENT A TERRE DU SYSTÈME MUERTOS. — Les éléments structuraux du système Muertos se retrouvent à terre et leur analyse stratigraphique
système Muertos se retrouvent à terre et leur analyse stratigraphique et tectonique a été effectuée ([8], [9]). — Au Sud, une plate-forme sub-récifale plio-quaternaire drape le flanc sud de la Sierra de Baoruco. Une fracturation récente (développement de petits bassins losangiques) démontre la permanence d'un champ de contraintes compressives de direction N30° environ [8]. — La Sierra de Baoruco représente la partie Nord, émergée, de la ride de Beata [8]. Son substratum crétacé supérieur volcanique et volcano-sédimentaire d'affinité océanique affleure sur la côte, au sud de Barahona. Plus à l'Ouest, dans la Presqu'île du Sud d'Haïti, il a été décrit
dans la Presqu'île du Sud d'Haïti, il a été décrit des sédiments néritiques albiens, déposés sur des roches volcaniques [10]. Sur cet ensemble repose une épaisse série sédimentaire essentiellement carbonatée d'âge Maastrichtien à Actuel ([11], [12]) de faciès aussi bien néritiques que pélagiques. L'ensemble de la Sierra est ployé tardivement en un anticlinal tronqué dans sa partie orientale par de grands accidents N 30°, parallèles à l'allongement de la ride de Beata. — La bordure sud du fossé d'Enriquillo montre des chevauchements à vergence nord impliquant des sédiments d'âge Pliocène. Des phénomènes de diapirisme du gypse compliquent cette bordure, en
Des phénomènes de diapirisme du gypse compliquent cette bordure, en outre fréquemment reprise par des accidents à forte composante normale qui font remonter la Sierra de Baoruco. Des terrasses fluviatiles plio-quaternaires sont soulevées à environ 500 m d'altitude. — Le fossé d'Enriquillo, prolongé vers l'Ouest par la Plaine du Cul-de-Sac en Haïti, présente un fond plat à cotes négatives (—42 m au niveau du lac Enriquillo), témoignant d'une morphologie très jeune. Géométriquement, il prolonge la fosse de Muertos; cependant, son remplissage sédimentaire détritique extrêmement épais (plus de 4 000 m depuis le Miocène moyen), connu par quelques forages pétroliers ([3],
depuis le Miocène moyen), connu par quelques forages pétroliers ([3], [14]), se caractérise par des faciès de faible profondeur (gypses, récifs). Il s'agit donc d'une zone déprimée, à forte subsidence depuis le Miocène moyen. — La bordure nord du fossé présente, elle, des chevauchements vers le sud. La Sierra Martin Garcia, à l'Est, est un gros anticlinal à morphologie très jeune, armé par les calcaires éocènes, déversé vers le sud-ouest et chevauchant sur sa bordure méridionale des écailles impliquant du Miocène supérieur gypsifère [4]. Son flanc nord est occupé par de puissantes séquences détritiques du Miocène ([4], [14]). Il est
de puissantes séquences détritiques du Miocène ([4], [14]). Il est lui-même chevauché par le bord sud de la Sierra de Neiba, qui se prolonge vers l'Ouest avec plusieurs écailles impliquant le Tortonien. Quelques failles récentes à composante verticale accidentent ce bord du fossé. — La Sierra de Neiba est constituée par des écailles tectoniques qui répètent une série calcaire de l'Eocène au Miocène inférieur puis marneuse du Miocène moyen au Miocène supérieur [15]. Son flanc nord est ennoyé sous les dépôts continentaux ou néritiques du Miocène supérieur-Pliocène de la vallée de San Juan. — Le bassin de San Cristobal présente
de San Juan. — Le bassin de San Cristobal présente une série de discordances successives [16] dénotant une transgression au-dessus des séries volcano-sédimentaires de la cordillère centrale dominicaine qui scelle une tectonique éocène supérieur marquée par le développement du complexe à bloc d'Ocoa ([4], [17]). Ses faciès sont toujours néritiques. INTERPRÉTATION STRUCTURALE DU SUD DE LA RÉPUBLIQUE DOMINICAINE. — Toutes ces données s'expliquent en interprétant la tectonique de la partie sud de la République Dominicaine comme le résultat de la faible convergence oblique entre le bassin caraïbe sensu lato et le bâti nord-caraïbe. Face au bassin du Venezuela, la convergence
le bâti nord-caraïbe. Face au bassin du Venezuela, la convergence n'a pas rencontré d'obstacle et un prisme d'accrétion s'est développé le long de la zone de contact. Au contraire, face à la ride de Beata, des phénomènes de collision se sont produits, donnant lieu à : (a) une virgulation brutale du prisme au contact des contreforts de la ride de Beata ; (b) la disparition de la partie basse du prisme sous la partie haute. Cette dernière est soulevée progressivement et finit par émerger. On peut remarquer en particulier la surrection, due au sous-charriage, du bord sud du bassin de
surrection, due au sous-charriage, du bord sud du bassin de San Pedro ; EXPLICATIONS DES PLANCHES Planche I Fig. 1. — A : Schéma de localisation. B : Carte bathymétrique et topographique (équidistance des courbes : 100 m). C : Schéma structural de la zone levée au sondeur multi-faisceaux (légende dans le texte). Fig. 1. — A: Location map. B: Bathymetry and topography map (contour interval: 100 m). C: Structural sketch map of the Seabeam survey (legend in the text). > o ta h-1 ttd ttd ta l 73 D S ta ta îo U m r ta Z >
S ta ta îo U m r ta Z > PLANCHE XIIPI.ATEII C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1289-1296, 1988 1295 Planche II Fig. 2. — Profil de sismique réflexion au travers du prisme d'accrétion de Muertos (d'après M. Nemec, 1980). Fig. 2. — Seismic reflection profile through the Muertos accretionary prism (after M. Nemec, 1980). Fig. 3. — Schéma structural interprétatif du Sud d'Hispaniola. AA" : Trace du profil sismique de la figure 2. Fig. 3. — Structural sketch map of Southern Hispaniola. AA": Seismic line of Figure 2. Fig. 4. — Interprétation de la
line of Figure 2. Fig. 4. — Interprétation de la zone de jonction Ride de Beata/Fosse de Muertos/Presqu'île du Sud d'Haïti. Fig. 4. — Interprétation of the junction zone between Beata Ridge, Muertos Trench and the Southern Peninsula of Haiti. (c) la formation progressive de la presqu'île du Sud d'Haïti, dont le socle basaltique et la couverture sédimentaire sont comparables à ceux de la ride de Beata ; la permanence d'une ambiance décrochante sinestre durant le Miocène peut expliquer l'allongement sur 350 km de la presqu'île et la forme en croissant de l'ensemble Presqu'île du Sud/Ride de Beata. La presqu'île
croissant de l'ensemble Presqu'île du Sud/Ride de Beata. La presqu'île se serait formée par collage de fragments de la partie Nord de la ride de Beata, qui balaie le Sud du bâtissud-caraïbe d'Ouest en Est (fig. 4). Un processus de ce type a été décrit pour la ride d'Osagawara (Pacifique Ouest) [18]. En mer, les turbidites récentes de la fosse de Muertos sont déformées. À terre, les données micro-paléontologiques sont insuffisamment précises pour affirmer une activité compressive après le Pliocène. Toutefois la séismicité historique [19] le long des accidents décrochants de la Presqu'île du Sud d'Haïti et le tremblement de
de la Presqu'île du Sud d'Haïti et le tremblement de terre sous le bassin de San Pedro [5] montrent qu'une certaine activité persiste dans cette zone, bien que la limite principale de la plaque Caraïbes se situe clairement le long de la fosse de Porto Rico et au Nord d'Hispaniola. Une limite de plaque secondaire semble donc exister au Sud de l'île d'Hispaniola, séparant la Presqu'île du Sud du reste de l'île, c'est-à-dire du bâtissé constitué par la chaîne nord-caraïbe essentiellement crétacée et paléogène. La surrection de cette dernière, qui culmine à plus de 3 000 m, pourrait ainsi s'expliquer
culmine à plus de 3 000 m, pourrait ainsi s'expliquer par l'existence d'un poinçon représenté par la ride de Beata. Note reçue le 6 juin 1988, acceptée le 11 juillet 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] Campagne SEACARIB, à bord du R/V Robert W. Conrad, organisée par PIROCEAN avec la participation d'IFREMER, de l'IFP et du B.R.G.M. L'exploitation de cette mission a bénéficié du soutien des contrats A.T.P. G.G.O. n° 118, IFREMER n° 85141080. Contribution G.E.M.C. U.A. 718 n° 379. [2] J. E. MATTHEWS et T. L. HOLCOMBE, Trans. 10th Caribbean Geol. Conf, St-François, Guadeloupe, 1974, p. 235-242. [3] J. W. LADD,
Conf, St-François, Guadeloupe, 1974, p. 235-242. [3] J. W. LADD, T. C. SHIH et C. J. TSAI, Amer. Assoc Petrol. Geol. Bull, 65, (3), 1981, p. 466-489. [4] B. BUU-DUVAL, G. BIZON, A. MASCLE et C. MULLER, Amer. Assoc. Petrol Geol. Mem., n° 29, 1982, p. 325-344. [5] D. B. BYRNE, G. SUAREZ et W. R. MCCANN, Nature, 317, 1985, p. 420-421. [6] M. C. NEMEC, Trans. 9th Caribbean Geol. Conf, Santo Domingo, 1980, p. 23-34. [7] A. MASCLE, B. BUU-DUVAL, Ph. DE CLARENS et H. MUNSCH, in The Origin of Arcs, F. C. WEGEL éd., Elsevier Science Publ., Amsterdam,
of Arcs, F. C. WEGEL éd., Elsevier Science Publ., Amsterdam, 1986. [8] B. VAN DEN BERGHE, Thèse de 3e cycle, Université Pierre-et-Marie-Curie, n° 83-36, 1983, 205 p. [9] B. BUU-DUVAL, A. MASCLE, B. VAN DEN BERGHE et J.-M. VILA, 10e Rèun. Ann. Sci. Terre, Bordeaux, Soc. géol. France éd., 1984, p. 58. [10] R. BIEN-AIME-MOMPLAISIR, Thèse de doctorat, Université Pierre-et-Marie-Curie, n° 86-20, 1986, 226 p. 1296 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1289-1296, 1988 [11] F. MAURRASSE, J. HUSLER, G. GEORGES, R. SCHMITT et P. DAMOND, Geol. en Mijnbouw, 58, (1), 1979, p. 71-83. [12] C.
Geol. en Mijnbouw, 58, (1), 1979, p. 71-83. [12] C. DESREUMAUX, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 319-322. [13] C. O BOWIN, in The Océan Basins and Margins, 3, A. E. M. NAIRN et F. G. STEHLI éd., Plénum Press, New York-London. 1975, p. 501-552. [14] J. C. COOPER, M. S. Thesis, State University of New York at Albany, 1983. [15] J. BOURGOIS, G. GLAÇON, I. TAVARES et J.-M. VILLA, C R. Acad. Sci. Paris, 289, série D, 1979, p. 257260. [16] J.-M. VILA et H. FEINBERG, Bull. Soc. géol. France, (7), XXIV, n° 1, 1982,
FEINBERG, Bull. Soc. géol. France, (7), XXIV, n° 1, 1982, p. 153-156. [17] J. BOURGOIS, R. NG, I. TAVARES et J.-M. VILA, Bull. Soc. géol. France, (7), XXI, n° 6, 1979, p. 759764. [18] N. C. SMOOT, Journal of Geology, 91, 1983, p. 591-598. [19] P. MANN, K. BURKE et T. MATUMOTO, Earth and Planet. Sci. Lett., 70, 1984, p. 311-324. B. M. de L. : Département de Géotectonique et U.A. n° 215, Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05 ; A. M. et I. J. : Laboratoire de Géologie dynamique et U.A. n° 718, Université Pierre-et-Marie-Curie, 4,
de Géologie dynamique et U.A. n° 718, Université Pierre-et-Marie-Curie, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05 ; P. B. : B.R.G.M., Département Géologie marine, B.P. n° 6009, 45060 Orléans Cedex; A. M. Institut français du Pétrole, Div. Géologie, B.P. n° 18, 92502 Rueil-Malmaison; V. R. : IFREMER, Centre de Brest, B.P. n° 337, 29273 Brest Cedex; J.-F. S. : G.l.S. « Océanologie et Géodynamique », Université de Bretagne occidentale, 6, avenue Le Gorgeu, 29283 Brest Cedex; E. H. : Direccion General de Mineria e Hidrocarburos, Edificio de Oficinas Gobierno, Piso 10, Santo Domingo, Republica Dominicana. C. R. Acad. Sci. Paris,
10, Santo Domingo, Republica Dominicana. C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1297-1302, 1988 1297 Pédologie/PedoZogy Présence et évolution des minéraux argileux accessoires de type 2:1 dans les sols ferrallitiques d'origine volcanique de la Guadeloupe. Conséquences physico-chimiques Folkert van OORT Résumé — L'étude minéralogique des sols ferrallitiques d'origine volcanique de la Guadeloupe montre naturellement une prédominance de minéraux 1:1, de type halloysitique, mais en même temps la présence de minéraux argileux accessoires de type 2:1. La proportion de ces deux genres de minéraux semble étroitement liée à la morphogénèse du relief. Bien que mineure au plan de
la morphogénèse du relief. Bien que mineure au plan de la composition des constituants argileux, la présence de ces minéraux 2:1 a pourtant des conséquences importantes quant aux comportements physico-chimiques de ces sols, qui se distinguent nettement des grands ensembles de sols ferrallitiques des boucliers tropicaux. Occurrence and évolution of accessory 2:1 lattice clay minerals in ferrallitic soils in Guadeloupe (F.W.I.). Consequences for physico-chemical soil behaviour Abstract — A detailed study of the mineralogical constituents of several characteristic ferrallitic soil materials reveals the predominant presence of 1: 1 lattice clay (halloysite) as well as a minor contribution of 2:1 minerals.
(halloysite) as well as a minor contribution of 2:1 minerals. The amounts and nature of these minerals are related to recent landscape development. Although of minor importance, the presence of such 2: 1 minerals plays a leading part with regard to the soil's physico-chemical behaviour. These soils are to be distinguished from the typical ferrallitic soils developed on tropical shields. Abridged English Version — Ferrallitic soils generally show no weatherable primary minerals, an exclusive neoformation of 1:1 lattice clay and a relative accumulation of iron — and aluminium oxihydroxides. In addition they are acid, strongly leached, with low C.E.C. values.
addition they are acid, strongly leached, with low C.E.C. values. Adsorbing complex properties are among the essential criteria in current used soil classification Systems. In ferrallitic soils developed on volcanic deposits, the occurrence of halloysite has been frequently noted ([1], [2], [3]). Because of its particle size and internal organization, halloysitic clays may show C.E.C. values from 10 up to 40, meq/100 g [4], fairly higher than C.E.C. values for kaolinite. In Guadeloupe, ferrallitic soils occupy the north-eastern part of Basse Terre [5]. Annual rainfall is high (1,700-4,500 mm), without a distinct dry season. A morpho-structural landscape study [6] recently
a distinct dry season. A morpho-structural landscape study [6] recently mentioned the presence of late volcanic ash deposits near the mountain range, overlying the > 0.2 Ma old parent rock. Soil mapping of I.N.R.A.'s experimental domain, Duclos, revealed an important physicochemical variability, i.e. the soil's adsorbing complex properties and the amount of exchangeable aluminium. The presence of 1:1 lattice clay only is an unsatisfactory explanation for this variability, thus implying the occurrence of other high charged clay minerals. Consequently, a careful mineralogical study was carried out. At Duclos, 4 soils from a chronosequence, including respectively: a ferrallitic soil (unit 1),
from a chronosequence, including respectively: a ferrallitic soil (unit 1), developed on late volcanic ash deposits, covering a pyroclastic fan, units 2 and 3 formed on weathered fluvial terrace deposits and unit 4, a young alluvial brown soil were sampled in the B horizons (40-60 cm). Ferrallitic soil materials, representative for late volcanic ash deposits (Sarcelle 50-80 and 150-170 cm) and for old highly-weathered massive andesite boulders (Routa) were also studied. Changy, a halloysitic rusty brown soil (Cambisol) is used here as a reference for the mineralogical behaviour of halloysitic clay [5]. Note présentée par Georges PEDRO. 0249-6305/88/03071297 S 2.00
clay [5]. Note présentée par Georges PEDRO. 0249-6305/88/03071297 S 2.00 © Académie des Sciences C. R., 1988, 2e Semestre (T. 307) Série II 87 1298 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1297-1302, 1988 MINERALOGICAL DATA. — X-ray analyses were carried out on oriented clay samples (98% relative humidity, Fig. 1). Formamide intercalation [7] was used to confirm the halloysitic nature of the 1:1 minerals. Significant differences regarding their hydration state are thus revealed for the Duclos samples. As for Sarcelle, hydrated halloysite occurs with depth. The andesitic rock (Routa) contains quasi-exclusively halloysite. For Changy, dehydration of
andesitic rock (Routa) contains quasi-exclusively halloysite. For Changy, dehydration of halloysite occurs at 30% R.H. Formamide often causes only a partial shifting of d(00 1). T.E.M. observation on Spurr impregnated clay samples [9] revealed the specific tubular halloysite morphology. 2:1 lattice clay minerals are present in Duclos and Sarcelle samples, contrary to Routa and Changy. Considering the geographical location of the first two sites, the occurrence of these 2:1 minerals seems to be related to late volcanic ash deposits [6]. Swelling with Ethylene Glycol, subsequent to selective iron — and aluminium extraction [8] and peak collapse after heating to 250°C,
aluminium extraction [8] and peak collapse after heating to 250°C, often are incomplete (Fig. 2), indicating an aluminium intergrade character for these minerals. PHYSICO-CHEMICAL DATA. — Duclos sequence samples show several concomitant physicochemical features (Table): with increasing ferrallitic alteration, the clay percentage also increases, while C.E.C. remarkably decreases. The highest exchangeable aluminium amounts are observed for units 2 and 3, but the Kamprath ratio RK = Al/Al + S (S = sum of exchangeable bases), at pHKa 4 progressively decreases from unit 1 to unit 4. Guadeloupean ferrallitic soils show predominant halloysitic clay mineralogical compositions. The interlayer hydration conditions of
predominant halloysitic clay mineralogical compositions. The interlayer hydration conditions of these minerals differ from one sample to another. Accessory 2:1 lattice clay minerals occur locally. Geochemically unstable under ferrallitic pedogenetic conditions, the hydrolysis of these 2:1 phyllosilicates causes modifications of specific surface properties: in an early stage (Duclos, unit 4) a true smectitic character is noted. Octahedral aluminium is gradually liberated, occupying first the exchange capacity sites (units 3 and 2) and, finally, interlayer positions (unit 1). In the course of this evolution, the soil's C.E.C. decreases, while the proportion of exchangeable aluminium increases. The observed wide C.E.C. range may
of exchangeable aluminium increases. The observed wide C.E.C. range may be due to a variable amount and nature of these 2:1 clay minerals, but halloysite crystal individualization, because of its paracrystalline structure or its small particle size (edge charges!) may also be important. This mineralogical study clearly shows the specific character of pedogenesis in tropical insular environments, compared to the large extents of oxisols on the Amazonian and African continental shields. Their distribution depends on recent landscape development factors. Small mineralogical differences may play a leading part regarding adsorption complex properties and, consequently, soil fertility. The soil water properties and
properties and, consequently, soil fertility. The soil water properties and physical behaviour of these soils, with regard to clay mineral composition and micro-organization remain to be specified. I. INTRODUCTION. — Les sols ferrallitiques se distinguent par l'absence de minéraux primaires altérables, une néogenèse de minéraux phyllosilicates de nature 1:1 et une accumulation relative d'oxyhydroxydes de fer et d'aluminium. La nature des constituants secondaires explique la faible valeur de la Capacité d'Échange Cationique de ces sols qui sont souvent acides et désaturés. Dans les systèmes de classification des sols (Soil Taxonomy, 1975; F.A.O., 1974; C.P.C.S., 1967), les propriétés du complexe d'échange
1975; F.A.O., 1974; C.P.C.S., 1967), les propriétés du complexe d'échange de ces sols sont un critère prépondérant : < 10 méq/100 g (d'argile) de cations échangeables; C.E.C. — à l'acétate d'ammonium — < 16 méq/100 g (d'argile). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1297-1302, 1988 1299 Dans les sols ferrallitiques, développés sur matériaux volcaniques, le minéral phyllosilicaté néoformé est souvent l'halloysite ([1], [2], [3]). En raison de sa taille et de l'organisation des particules, cette argile présente des valeurs de C.E.C. allant d'environ 10 à 40 méq./100 g [4], légèrement supérieures à celles de la kaolinite,
méq./100 g [4], légèrement supérieures à celles de la kaolinite, constituant habituel des sols ferrallitiques. Cependant, lors de la cartographie du domaine expérimental de l'I.N.R.A. (Duclos, Guadeloupe), d'importantes variations des propriétés physico-chimiques ont été enregistrées qui ne peuvent s'expliquer par la présence exclusive d'un constituant argileux de nature 1:1. C'est ce qui conduit à envisager l'existence de constituants accessoires de nature 2:1. Des variations dans les quantités et/ou des nuances dans la nature des minéraux, soit 1:1, soit 2:1 auront une grande importance quant aux paramètres de fertilité de ces sols. Dans cette Note nous vérifions cette hypothèse en étudiant