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La formation du silex

Le silex est une concrétion

Actuellement moins de 3% de la silice biogénique est préservée dans le sédiment. La reprécipitation de la silice conduit à sa préservation. Dans le cas d’une forte productivité, une boue riche en calcite et silice se dépose sur le fond. La boue crayeuse est riche en matière organique. Sous la surface, les bactéries aérobiques dégradent la matière organique et appauvrissent le sédiment en oxygène. Privé de cet oxygène, ce type de bactéries décline vers le bas. En profondeur, dans la boue organique, prolifèrent alors les bactéries sulfato-réductrices produisant de l’hydrogène sulfuré. Du fait de la pauvreté en Fe (pas ou peu de minéraux argileux), l’H2S ne peut réagir avec cet élément et précipiter de la pyrite. À la frontière redox, c’est-à-dire entre la boue bactérienne anoxique inférieure et la boue riche en oxygène supérieure (à une profondeur d’environ 30 cm dans les sédiments actuels, ne dépassant pas le mètre), ce gaz se dissocie, s’oxyde en sulfate et produit des protons qui diminuent donc le pH, selon la réaction :

  • H2S + 2O2 → SO42- + 2 H+

La calcite réagit et tend à disparaître ce qui entraîne une forte concentration en ions carbonate.

  • H+ + CaCO3 → Ca2+ + HCO3

La calcite est substituée par la silice si la concentration de cette dernière atteint un certain seuil. Des discontinuités dans la boue (restes organiques, terriers tapissés de mucus, fissures ou fractures, zones à faible porosité) servent souvent de germes sur la paroi desquels la silice se met à cristalliser et à les pseudomorphoser. En particulier, les animaux fouisseurs pompent l’eau de mer et en irriguent le sédiment, provoquant une diffusion de l’oxygène et une dégradation de la matière organique. L’oxydation du carbone organique conduit à la suite de réactions suivante :

  • CH2O + O2 → CO2 + H2O → HCO3 + H+

À la suite, la silice secondaire formée, une variété d’opale dite opale C-T car elle est constituée d’une interstratification de cristobalite (C) et de tridymite (T) de basse température, se propage dans le sédiment sous forme de petits cristaux lamellaires ou de microsphérules d’environ 10 μm appelées lépisphères.

Lépisphère d’opale C-T à structure lamellaire, cliché MEB de M.L. Hjuler (2007

L’opale C-T, métastable, va évoluer au cours de la diagénèse et de l’enfouissement. Elle se transforme en quartz alpha, en passant d’un état microcristallin à un état cristallin fibreux, la calcédoine. Cette transformation ne s’opère que sous une charge de 50 à 100 mètres de sédiment. C’est l’opinion générale, mais certains pensent que les deux silicifications (opale CT et calcédoine) se réalisent indépendamment. La calcédoine remplace point par point la calcite de la craie. Le protosilex va ainsi grossir et par dilatations successives former un banc complet.
Les réactions chimiques qui initient la formation du silex s’opèrent à la frontière des boues dominées par H2S et de celles dominées par O2. L’hétérogénéité du sédiment peut beaucoup affecter la géométrie du front redox. En particulier, les galeries des animaux fouisseurs sont remplies d’une boue plus fraîche, plus perméable aux fluides contenant les gaz dissous. C’est donc au niveau des parois de ces anciennes galeries que s’amorce la primo-silicification. Le squelette du silex reflète donc, au moins en partie, la géométrie du terrier primitif.

Certains silex sont creux car la silicification primaire est incomplète. La circulation de l’eau dans la cavité conduit parfois à une dissolution ou une précipitation de silice secondaire sous forme de calcédoine mamelonnée aux jolis reflets bleutés ou encore de petits cristaux de quartz mimant une géode.

Géode à cristaux de quartz dans un galet (plage d'Etigue)
Géode à cristaux de quartz dans un galet (plage d’Etigue)

et tout ceci sous forme d’une petite vidéo :


Etapes de formation des silex

Mais pourquoi la cyclicité des silex ?

La réaction faisant disparaître la calcite au profit de la silice au niveau du front redox est lente et, dans le cas général, elle ne s’amorce pas. Un équilibre se produit entre la sédimentation sur le fond et le déplacement du front vers le haut, stabilisant le front redox à la même profondeur dans la boue. Pour rompre cet équilibre et déplacer le front redox vers le bas, il faut changer les conditions chimiques sur le fond et augmenter le potentiel d’oxydation. De telles conditions se produisent si les eaux de fond s’enrichissent en oxygène, ce cas pouvant advenir si des eaux froides, donc renfermant plus d’oxygène dissous, sont amenées par des courants. Un changement dans le régime des courants de fond, à l’échelle du bassin, est l’hypothèse la plus vraisemblable. Un renforcement des upwellings lié à une variation climatique cyclique, donc d’origine astronomique, est ici mis en avant. Ces conditions sont encore favorisées lorsque l’espace d’accommodation est maximal (Prisme de Haut Niveau, MFS).
Certains auteurs (Lindgreen et al., 2001) attribuent l’acidification de la boue à l’augmentation du CO2 atmosphérique liée à des éruptions volcaniques. La forte activité volcanique des dorsales a eu aussi pour conséquence de libérer dans l’eau une forte quantité de Ca et de Si. Mais ces processus ne rendent pas compte de la cyclicité des silex, ils favorisent par contre leur précipitation.
Pour d’autres auteurs , Frölich (2006) par exemple, la formation du silex est autocyclique (à l’image de la clepsydre), la précipitation du silex se déclenchant quand une certaine épaisseur de boue crayeuse s’est sédimentée. Mais cette interprétation ne correspond pas à l’observation sur le terrain. En particulier au niveau des monticules et cuvettes, où l’on suit individuellement chaque niveau de silex, l’épaisseur de l’interbanc crayeux est très variable.
Aujourd’hui, aucune étude détaillée ne s’est vraiment penchée sur l’interprétation des rythmes de silex. Seul P. Montgomery (1994) a tenté un comptage des silex qu’il a rapporté à une durée estimée :

Scratchell Bay : 243 cycles pour 4,219 Ma (chron 33R), soit un cycle de 17362 ans;
Culver Cliff : 429 cycles pour 7,68 Ma, soit un cycle de 17902 ans;
Seaford Head : 18981 ans.

Ces estimations reposent sur des données discutables, mais elles vont dans le sens d’un cycle précessionnel.

Courants d’upwelling balayant le bord de la plate-forme
Formation des silex sous l’effet d’upwelling, fonction de la topographie sous-marine

Pourquoi des craies sans silex ?

Toutes les craies n’ont pas la même abondance en silex, certaines même n’en contiennent pas. Ces variations sont à la fois spatiales (paléogéographiques) et temporelles (stratigraphiques).

  1. Les zones de sédimentation considérées comme plus profondes, celles où les condensations stratigraphiques sont rares et les hard-grounds moins marqués, comme l’axe Dieppe-Sussex, sont moins riches en silex.
  2. Certains niveaux comme les craies de la limite Cénomanien-Turonien et du début du Turonien sont dépourvus de silex.

Dans le premier cas, on peut penser que la profondeur diminue la concentration en oxygène dissous et réduit l’épaisseur de boue oxyque.
Dans le second cas, on peut penser que des effets climatiques, modifiant la stratification ou l’oxygénation des mers, comme l’OAE 2 ou les différentes pulsations de l’OAE 3, bloquent la formation des silex.