Silicification

La silice biogénique est la principale source de silice de la diagenèse. L'un des exemples les plus marquants est la présence de silice dans les phytolithes des feuilles des plantes, c'est-à-dire des graminées et des Equisetaceae. Certains ont suggéré que la silice des phytolithes pouvait servir de mécanisme de défense contre les herbivores, sa présence dans les feuilles augmentant la difficulté de digestion, ce qui nuit à la condition physique des herbivores[11]. Cependant, les preuves d'effets néfastes de la silice sur la santé des animaux et des plantes sont encore insuffisantes.

En outre, les éponges représentent une autre source biogénique de silice naturelle chez les animaux. Elles appartiennent à l'embranchement des porifera dans le système de classification. Les éponges siliceuses sont souvent associées à des couches sédimentaires silicifiées, par exemple dans la formation de Yanjiahe en Chine du Sud[12]. Certaines d'entre eux se présentent sous forme de spicules d'éponge et sont associés à du quartz microcristallin ou à d'autres carbonates après silicification[12]. Elles pourraient également être la source principale des lits de précipitations tels que les lits de chaille ou les chailles des bois pétrifiés[12].

Les bacillariophyta, un groupe important de microalgues vivant en milieu marin, sont une source significative de silice diagénique. Elles ont des parois cellulaires en silice, également appelées frustules de diatomées[13]. Dans certaines roches sédimentaires silicifiées, des fossiles de diatomées sont mis au jour, ce qui suggère que les frustules de diatomées sont des sources de silice pour la silicification[13]. Les calcaires silicifiés de la formation d'Astoria (état de Washington) datant du miocène , l'ignimbrite silicifiée dans le champ de geyser d'El Tatio au Chili et les roches sédimentaires siliceuses tertiaires dans les forages en eaux profondes du Pacifique occidental en sont des exemples[13] - [14] - . La présence de silice biogénique provenant de diverses espèces vivantes a mis en place un cycle marin de la silice à grande échelle faisant circuler l'élément dans l'océan. La teneur en silice est conséquemment élevée dans les zones de remontée active de la silice dans les sédiments marins profonds. En outre, les coquilles carbonatées qui se sont déposées dans des environnements marins peu profonds enrichissent les teneurs en silice dans les zones du plateau continental[15].

Le principal composant du manteau supérieur de la Terre est la silice (SiO₂), ce qui en fait la principale source de silice dans les fluides hydrothermaux. Le SiO₂ est un composant stable. Il apparaît souvent sous forme de quartz dans la roche volcanique. Certains quartz dérivés de roches préexistantes apparaissent sous forme de sable et de quartz détritique qui interagissent avec l'eau de mer pour produire des fluides siliceux[12]. Dans certains cas, la silice des roches siliceuses est soumise à une altération hydrothermale et réagit avec l'eau de mer à certaines températures, formant une solution acide qui étend la silicification aux matériaux avoisinants. L'altération chimique des roches survient dans le cycle géologique, et provoque également la libération de l'acide silicique en tant que sous-produit[12]. La silice des roches altérées se retrouve entrainée dans les eaux et dorme des dépôts dans des environnements marins peu profonds.

Le remplacement de la silice implique deux processus :

1. la dissolution des minéraux de la roche[1]
2. la précipitation de la silice[1]

Cela pourrait s'expliquer par la substitution des carbonates par la silice. Les fluides hydrothermaux sont sous-saturés en carbonates et sursaturés en silice. Lorsque les roches carbonatées entrent en contact avec les fluides hydrothermaux, en raison de la différence de gradient, les carbonates de la roche d'origine se dissolvent dans le fluide tandis que la silice précipite à l'extérieur[1]. Le carbonate dissous se retrouve donc retiré du système tandis que la silice précipitée recristallise en divers minéraux silicatés, en fonction de sa phase. La solubilité de la silice dépend fortement de la température et du pH de l'environnement[3] où un pH à 9 est la valeur de contrôle[1]. SI le pH est inférieur à 9, la silice précipite hors du fluide tandis que si le pH excède 9, la silice devient très soluble[3].

Ce schéma montre le mécanisme de silicification du bois dans une cellule. La silice pénètre à travers la paroi cellulaire. Les structures cellulaires se détériorent progressivement et la silice se dépose dans toute la cellule. Adapté et modifié de Furuno, 1986 et Fengel, 1991[16] - [17].

À gauche : brèche hydrothermale silicifiée. Les parties blanc grisâtre ont subi une silicification. Droite : schéma annoté de l'image de gauche, montrant les caractéristiques d'une brèche silicifiée.

Dans la silicification du bois, la silice se dissout dans les fluides hydrothermaux et s'infiltre dans la lignine composant les parois cellulaires. Elle se précipite hors des fluides et se dépose dans les vides, en particulier dans les parois cellulaires[1] - [16]. Les matières cellulaires étant décomposées par les fluides, la structure reste stable grâce à la minéralisation. Les structures cellulaires sont lentement remplacées par la silice. La pénétration continue des fluides siliceux entraîne les étapes de silicification primaire et secondaire. La perte de fluides avec le temps conduit à la cémentation des bois silicifiés par addition tardive de silice[18].

Le taux de silicification dépend de certains facteurs :

1. le taux de fracturation des cellules d'origine[18].
2. la disponibilité des sources de silice et teneur en silice dans le fluide[1] - [3].
3. la température et le pH du milieu de silicification[1] - [3].
4. l'interférence d'autres processus diagénétiques[3] - [19].

Ces facteurs influencent le processus de silicification de plusieurs manières. Le taux de rupture des cellules d'origine contrôle le développement de la structure minérale, et donc le remplacement de la silice[18]. La disponibilité de la silice détermine directement la teneur en silice des fluides. Plus la teneur en silice est élevée, plus la silicification est rapide[1]. Le même concept s'applique à la disponibilité des fluides hydrothermaux. La température et le pH de l'environnement déterminent les conditions de la silicification[3] - [19]. Ceci est étroitement lié à la profondeur d'enfouissement ou à l'association avec des événements volcaniques. L'interférence d'autres processus diagénétiques pourrait parfois perturber la silicification. Le temps relatif de la silicification par rapport à d'autres processus géologiques pourrait servir de référence pour d'autres interprétations géologiques[1] - [16].

Dans la baie de la Conception à Terre-Neuve, sur la côte sud-est du Canada, une série de roches volcaniques précambriennes à cambriennes ont été silicifiées. Ces roches sont principalement constituées de coulées rhyolitiques et basaltiques, avec des tufs cristallins et des brèches intercalées. La silicification régionale a eu lieu en tant que processus d'altération préliminaire avant que d'autres processus géochimiques ne se produisent[20]. La source de silice à proximité de la zone provient de fluides siliceux chauds provenant de coulées rhyolitiques dans des conditions statiques[20]. Une part importante de la silice apparaît sous la forme de quartz calcédonien blanc, de veines de quartz ainsi que de cristaux de quartz granuleux[20]. En raison des différences de structure des roches, la silice remplace différents matériaux dans des roches situées à des endroits proches. Le tableau suivant montre le remplacement de la silice dans différentes localités[20] :

Dans la nappe de Semail, à Oman, dans les Émirats arabes unis, on a trouvé de la serpentinite silicifiée. L'apparition de telles caractéristiques géologiques est plutôt inhabituelle. Il s'agit d'une altération pseudomorphique où le protolithe de la serpentinite était déjà silicifié[21]. En raison des événements tectoniques, la serpentinite basale a été fracturée et l'eau souterraine s'est infiltrée le long des failles, déclenchant une circulation à grande échelle dans les strates[21]. Par dissolution hydrothermale, la silice a précipité et s'est cristallisée autour des vides de la serpentinite[22]. Par conséquent, la silicification ne peut être observée que le long des voies d'eau souterraine[22]. La silicification de la serpentinite s'est formée dans des conditions où l'écoulement des eaux souterraines et la concentration de dioxyde de carbone sont faibles[21] - [22].

Les carbonates silicifiés peuvent apparaître sous forme de couches de roches carbonatées silicifiées[3] ou sous la forme de karsts silicifiés. Le bassin paléogène de Madrid, dans le centre de l'Espagne, bassin d'avant-pays résultant de l'orogenèse alpine, constitue un exemple de carbonates silicifiés dans les couches rocheuses. La lithologie se compose d'unités de carbonate et de détritus qui se sont formées dans un environnement lacustre. Les unités rocheuses sont silicifiées et l'on trouve des chailles, du quartz et des minéraux opalins dans les couches[23]. Elle est conforme aux lits évaporitiques sous-jacents, également d'âges similaires. On y a constaté qu'il y a eu deux stades de silicification dans les strates rocheuses[23]. Le stade antérieur de la silicification offrait des conditions et un site plus favorables à la précipitation de la silice. La source de celle-ci est encore incertaine[23]. Aucune silice biogène n'a été détectée dans les carbonates. Cependant, on trouve des films microbiens dans les carbonates, ce qui pourrait suggérer la présence de diatomées[23].

Les karsts sont des grottes carbonatées formées par la dissolution de roches carbonatées comme le calcaire et la dolomie. Ils sont généralement exposés aux eaux souterraines et sont dissous avec les eaux de drainage. Les karsts silicifiés et les dépôts de grottes se forment lorsque des fluides siliceux pénètrent dans les karsts par des failles et des fissures. Le calcaire Mescal du mésoprotérozoïque dans le centre de l'Arizona est typique du karst silicifié. Une partie des carbonates est remplacée par des cherts (chailles) au début de la diagenèse et le reste est complètement silicifié aux stades ultérieurs[1]. La source de silice dans les carbonates est généralement associée à la présence de silice biogénique ; cependant, la source de silice du calcaire de Mescal provient de l'altération des basaltes sus-jacents, qui sont des roches magmatiques extrusives à forte teneur en silice[1].

La silicification des bois se produit généralement dans des conditions terrestres, mais parfois aussi dans en environnements aquatiques[16]. La silicification des eaux de surface peut se faire par la précipitation de silice dans les sources chaudes enrichies en silice. Sur la côte nord du Japon central, la source chaude de Tateyama a une forte teneur en silice qui contribue à la silicification des bois tombés et des matières organiques à proximité. La silice précipite rapidement hors des fluides et l'opale est la principale forme de silice[1]. Avec une température d'environ 70 °C et un pH d'environ 3, l'opale déposée est composée de sphères de silice de différentes tailles disposées de manière aléatoire[1].

• (en) Susan H. Butts & Derek E. G. Briggs, « Silicification Through Time », dans David J. Bottjer, Peter A. Allison, Taphonomy. Process and Bias Through Time, Springer, 2010 (DOI 10.1007/978-90-481-8643-3_11, lire en ligne), p. 411-434

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