Le développement de processus diagénétiques est visible sur des sédiments du Jurassique supérieur à l'Actuel. L'histoire diagénétique des boues siliceuses est fortement influencée par la nature, siliceuse, calcaire ou autre, du sédiment hôte et par sa perméabilité.

Transformation des phases silicatées

La silice biogène du test des Radiolaires est amorphe quand elle est observée aux rayons X (= non cristalline). Elle est appelée  opale-A (opale amorphe). Cette opale-A est instable et tend à se transformer en opale-CT  (qui correspond à un mélange d'opale de cristobalite et de tridymite) qui apparaît sous formes de lépisphères. Parfois cette opale-CT est appelée lussatite.

Une roche à ce stade est appelée porcelanite. La transformation de l'opale-A en opale-CT résulte d'un mécanisme de dissolution-précipitation (MIZUTANI, 1966). Une réaction à l'état solide a été suggérée (ERNST & CALVERT, 1969; HEATH & MOEERLY, 1971) mais battue en brèche par des travaux ultérieurs (MURATA & LARSON, 1975; STEIN & KIRKPATRICK, 1976).

A plus haute température (enfouissement ou flux thermique plus important) ou avec le temps, I'opale-CT se transforme en calcédoine et/ou quartz microcristallin, qui représente la phase siliceuse stable. La solubilité des phases sédimentaires siliceuses les plus communes varie avec la température et à un moindre degré avec la pression. La structure interne et la surface spécifique des particules de silice amorphe et de la cristobalite affectent leur degré de solubilité (HURD  et THEYER, 1975).

La formation de jaspe, résultant de la transformation d'opale-A en opale-CT, et donc la dissolution des tests siliceux, est d'autant plus lente qu'un sédiment contient une proportion élevée d'argiles, et en particulier de smectites par rapport au sédiment purement siliceux et encore plus par rapport aux carbonates (KEENE, 1976; KASTNER et al., 1977).

La température affecte fortement le taux de diagenèse des boues siliceuses (MURATA & LARSON, 1975). Ainsi les jaspes ont-ils tendance à prévaloir en général dans les sédiments les plus anciens et les plus profonds et les porcelanites dans les sédiments plus jeunes et moins profonds. Cependant des facteurs géochimiques, tels la composition chimique des fluides interstitiels et/ou la minéralogie et la composition chimique du sédiment hôte déterminent souvent une inversion des relations théoriques entre la profondeur d'enfouissement et les polymorphes diagénétiques de la silice (KASTNER et al., 1977).
 
 

Figure A

Lors des silicifications syngénétiques, l'opale-CT n'épigénise pas les éléments figurés des sédiments; elle constitue un dépôt interstitiel. Ceci expliquerait que les Radiolaires restent extractibles. Il peut y avoir ensuite une silicification diagénétique calcédonieuse. FROHLICH (1979) précise:  "au premier rang des facteurs qui peuvent déterminer l'un ou l'autre de ces processus sédimentaires (syn- et diagenèse) il faut placer la concentration en silice dissoute dans l'eau de mer, ainsi que l'importance des débris d'origine biologique, minéraux ou organiques. Les sédiments argileux rouges, très pauvres en tests - calcaires ou siliceux - ne peuvent être remplacés par la calcédoine et dans le cas de solutions riches en silice, seule l'opale-CT cnstalliserait". A la différence des séries épicontinentales (de type craie), l'enfouissement de sédiments pélagiques de profondeur induirait, d'après FROHLICH (1979)  "un ralentissement - sinon un arrêt- des échanges entre particules et solution: il y aurait stabilisation et fossilisation du sédiment. La silice biogène enfouie resterait ainsi en équilibre avec les eaux interstitielles et ne pourrait être la source d'éventuelles néoformationspostsédimentaires".

Chaque transformation de phase se fait par un état intermédiaire liquide (il ne s'agit donc pas d'une transformation lente solide-solide comme ce fut proposé). La solubilité des diverses phases augmente avec la température et la pression. Les champs de stabilité de chaque phase siliceuse sont fonction de la température et de la concentration en silice (KASTNER & SIEVER, 1983). La solubilité est en outre fonction de l'état cristallin de la phase solide. Le quartz est la phase silicatée d'énergie libre minimum aux conditions normales de surface de température et pression; toutes-les autres phases sont donc métastables (KASTNER, 1982).

Influence du taux de diffusion

Les transformations diagénétiques sont fortement influencées par la perméabilité du sédiment hôte (KASTNER et al., 1984). Le taux de diffusion de l'eau interstitielle est en fait beaucoup plus important que le taux de sédimentation
 
 
 

Les profondeurs indiquées dans la partie droite chiffrent les profondeurs de communication possible entre l'eau interstitielle du sédiment et l'eau de mer. Ces chiffres soulignent l'importance de la présence d'argile (qui diminue le taux de diffusion, sa perméabilité étant très faible). La cinétique de la transformation est diminuée par la quantité d'argile (surtout les smectites). Les impuretés de surface (telles Al, Fe, particules de matière organique) diminuent aussi la solubilité apparente des diverses phases siliceuses alors qu'au contraire elle est augmentée par un pH élevé et par le NaCl.
Les Radiolaires sont des organismes pélagiques dont la présence dans les sédiments est généralement à l'état de tout ou rien. Cette dualité résulte d'une double exagération des variations d'abondance :
1) lors de la sédimentation (cf. page taphonomie), et
2) lors de la diagenèse qui se fait en passant par une phase liquide. Ceci conduit à des sédiments qui de peu différenciés en bancs lors du dépôt deviennent de plus en plus différenciés ultérieurement. Cette modification est illustrée dans les diatomites de la Formation Monterey, Californie, qui apparaissent massives et peu compactes là où elles n'ont pas été transformées et stratifiées - bandes noires et blanches - et très indurées là où la diagenèse est marquée (GARRISON & DOUGLAS, 1981). Lors de la diagenèse la silice migre. Pendant les transformations d'opale-A en opale-CT, elle migre de 10 à 100 cm; puis de nouveau d'environ 10 cm lors de la transformation d'opale-CT en quartz (TADA, 1991). Cette migration permet aux niveaux les plus siliceux de s'enrichir en silice et aux moins riches de s'en appauvrir. Les différences initiales sont alors considérablement exagérées.

Diminution de la porosité
 

Figure B

Les transformations de phases silicatées sont accompagnées d'une réduction de porosité du sédiment puis de la roche. Selon KEENE (1976) la porosité diminue de 70-80 % dans les boues siliceuses à moins de 10 % dans les cherts. ISAACS (1981) a proposé pour les sédiments siliceux une porosité voisine de 55-70 % dans les sédiments en opale-A, 25-40 % dans les roches à opale-CT et 10-20 % dans les roches à quartz.

Plus le sédiment initial est riche en silice plus la diminution de porosité est importante lors de chacune des deux transformations de la phase siliceuse (opale-A - opale-CT puis opale-CT - quartz).

Dans les roches la diminution de porosité (diminution de volume) se traduit par la diminution d'une seule dimension : l'épaisseur. La relation qui lie épaisseur et porosité se traduit par :

Ts est le taux de sédimentation initial (de sédiment humide); Tr le taux de sédiment lithifié (de roche dure); P_o est la porosité originelle, du sédiment; P_f la porosité finale, à ce jour, de la roche.
   Le tableau ci-dessous fournit les porosités pour diverses richesses en silice et corrélativement les facteurs de décompaction.

En fonction des variations de porosité et de densité (ISAACS, 1981) une compaction de 60 % a été proposée pour des sédiments très siliceux. A partir d'un fragment de bois silicifié trouvé dans des radiolarites de la Formation Adoyama (Honshu, Japon), IIJIMA et al. (1989) proposent une compaction des sédiments de 60 %. Ils précisent que le litage actuel de 3,9 cm était d'environ 20 cm à l'origine et que l'épaisseur totale avoisinait les 335 m (ils utilisent un facteur de décompaction égal à 5). On note avec intérêt que les deux chiffres sont identiques.

Le contenu moyen en silice des radiolarites (bancs de jaspes et interbancs plus argileux) est de 85 à 95 % (STEINBERG et al., 1983; GURSKY & SCHMIDT-EFFING, 1983); une porosité initiale moyenne de 70-80 % et finale de 1-4 % peuvent donc être retenues. On notera d'ailleurs que SARNTHEIN & FAUGERES (1993) ont mesuré une porosité de 75 à 85 % pour des boues à Radiolaires de la bordure est de l'Atlantique équatorial. Appliquant les changements de porosité fournis ci-dessus nous obtenons :

TS = 5,0 Tr (avec P_o = 80 %, P_f = 1 %),
Ts = 3,2 Tr (avec P_o = 70 %, P_f = 4 %) pour les radiolarites.

Si l'on souhaite être plus précis il convient de considérer le partitionnement jaspes/interlits pélitiques qui est, pour les radiolarites de la zone du Pinde-Olonos de 4 cm de jaspes pour 0,5 cm de pélites. Les bancs de jaspes (à 95 % de SiO₂, 4 cm d'épaisseur) ont alors un facteur de décompaction qui équivaut à multiplier son épaisseur actuelle par 5 et par 2 pour les interbancs pélitiques (à 40 % de SiO₂, biogène, 0,5 cm d'épaisseur). De cette alternance actuelle 4 pour 0,5 correspondait à une alternance 20 pour 1. On notera que l'on arrive au même type d'alternance que celle connue dans les diatomites de la Formation de Monterey (GARRISON, 1992). Une formation de radiolarites aujourd'hui épaisse de 60 m faisait à l'origine 280 m, soit près de 4,7 fois plus épaisse (Fig. 32 et 35). Par un cheminement inverse, SARNTHEIN & FAUGERES (1993) admettent qu'une boue à Radiolaires de la partie orientale de l'Atlantique équatorial verra son épaisseur finale atteindre 1/4 ou 1/5 de son épaisseur initiale. Il est intéressant de noter que les diverses approches conduisent au même résultat.

Durée des transformations de phases

Outre la pression et la température, le temps favorise la transformation des phases siliceuses. Les sédiments siliceux cénozoïques sont généralement à l'état de porcelanites alors que les jaspes (ou silex, ou chailles, ou phtanites ou lydiennes,...) sont plus fréquents dans les terrains mésozoïques et paléozoïques. La transformation des phases opale-A en opale-CT est estimée s'effectuer en 20 Ma (à 25-50°C) dans les zones à taux de sédimentation faible à moyen, et 5 à 10 Ma dans les zones à taux de sédimentation élevé (KASTNER, 1981). La transformation d'opale-CT en quartz nécessite 40 à 50 Ma dans les zones à taux de sédimentation et flux thermique moyens. De ce fait, dans les radiolarites méditerranéennes on peut estimer que la transformation des phases des Radiolaires jurassiques fut terminée vers l'Albo-Cénomanien pour les niveaux très siliceux (les bancs de jaspes) et vers l'Éocène pour les interlits plus pélitiques (à taux de diffusion plus faible), juste avant les principales phases tectoniques qui ont plissé ces niveaux .

Epigénie
 

Empreinte d'un nannofossile sur une épine de Radiolaire.

L'épigénie se manifeste parfois aussi comme pour d'autres fossiles. Les Radiolaires sont en effet conservés en calcite, pyrite, smectites, zéolites et parfois rhodocrosite, kutnahorite, clinoptilolite,... Des excroissances cristallines se remarquent fréquemment, les Radiolaires ne sont alors plus reconnaissables. Au contraire parfois les Radiolaires, si petits soient-ils, portent des empreintes d'autres fossiles tels des nannofossiles calcaires.

   Dans les calcaires, quand les Radiolaires existent, ils sont souvent rassemblés dans de petits "nids"  et épigénisés en pyrite, ce qui explique qu'un échantillon peut livrer une riche faune alors que d'autres prélèvements du même banc se révèlent stériles. Les pelotes fécales sont des micro-environnements réducteurs souvent épigénisés en pyrite (GALL, 1976). Or les Radiolaires atteignent souvent le fond intégrés dans des pelotes fécales (DUNBAR & BERGER, 1981). Inclus dans la pelote fécale, ils sont aussi protégés (mécaniquement et chimiquement). On notera d'ailleurs que ce vecteur de sédimentation a aussi été évoqué pour le dépôt de nannofossiles et Radiolaires dans les craies d'Europe (JENKYNS, 1986) aussi bien que pour les Diatomées (SCHRADER, 1971). L'origine des "nids" à Radiolaires que l'on trouve dans les calcaires est donc probablement à rechercher dans les pelotes fécales.
   Les Radiolaires sont fréquemment mentionnés dans les calcaires, où leur calcitisation est presque la règle, même à proximité de rognons siliceux (dans lesquels ils ne sont d'ailleurs discernables qu'à l'état de fantômes). Dans les calcaires, les Radiolaires ne sont restés siliceux que lorsque ceux-ci sont riches en argiles. Dans de tels faciès, on n'a en outre jamais observé de nodule siliceux (à bords nets). Les éventuelles silicifications y sont systématiquement diffuses. Les minéraux argileux ralentissent la cinétique de la transformation opale-A - opale-CT puis opale-CT quartz. Or cette double transformation se fait à l'état fluide (STEIN & KRKPATRICK, 1976) et la silice est plus facilement mobile dans les calcaires (KASTNER et al, 1977). On conçoit donc qu'en l'absence de minéraux argileux susceptibles de ralentir la transformation - les tests voient leur silice migrer, quitte à ce qu'elle se concentre en nodules à proximité. Dans les calcaires très argileux au contraire la silice n'a pas tendance à migrer, elle reste diffuse.

retour à la page précédente