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Diagenèse carbonatée (1)

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Diagenèse carbonatée (1)

  • INTRODUCTION

    La "diagenèse" se rapporte à l'ensemble des modifications physico-chimiques que subit un sédiment, après dépôt, dans les conditions de pression et température "faibles" qui règnent en environnement de sub-surface. La diagenèse n'englobe pas les modifications du sédiment liées uniquement aux facteurs biologiques (bioturbation, bioérosion) et s'arrête là où commence le métamorphisme. Pour dissiper l'impression d'incertitude qui se dégage de cette frontière qualitative, disons qu'en pratique, dans l'étude de faciès carbonatés, la diagenèse traite de problèmes de cimentation, dissolution, recristallisation et remplacement affectant les phases carbonatées, siliceuses ou sulfatées.

    Ces dernières années, de nombreuses études de bioconstructions paléozoïques d'Europe, des Etats-Unis, d'Australie et du Canada ont traité de ce sujet, suite à l'intérêt des compagnies pétrolières pour tous les phénomènes intervenant dans la formation et l'évolution des réservoirs. Ces travaux s'attachent principalement à préciser la nature et l'origine des divers types de ciments qui se succèdent dans les cavités. Ces séquences peuvent ensuite être interprétées en termes d'évolution du milieu de diagenèse: "Chaque milieu principal (sous-marin, littoral et continental) se caractérise par une diagenèse distincte conditionnée à la fois par la qualité des eaux parentales et par le degré de saturation" (Purser, 1980 p. 342). L'étude diagénétique s'inscrit donc aussi dans un cadre de reconstitution des paléoenvironnements d'enfouissement.

    PROCESSUS DIAGENETIQUES (RAPPEL)

    Les principaux processus diagénétiques sont la cimentation, la dissolution, la recristallisation et le remplacement.

    - La cimentation correspond à la précipitation de matière sur un substrat et à l'accroissement progressif des cristaux ainsi formés. La cimentation a pour conséquence la disparition progressive de la porosité.

    - La dissolution d'un substrat ou d'une phase diagénétique préexistante a évidemment comme conséquence une augmentation de la porosité. Ce phénomène joue à diverses échelles, depuis celle du système karstique jusqu'à la porosité intraparticulaire. Un processus de dissolution implique toujours le passage par une étape où existe un vide: ce vide peut être ensuite rempli par des sédiments internes, cimenté...

    - La recristallisation implique un changement de cristallinité de la phase préexistante, sans modification chimique. Exemples: augmentation de la taille moyenne des cristaux par coalescence dans une masse déjà cristallisée; "inversion" de l'aragonite en calcite: l'aragonite (d=2,94) étant 8% plus dense que la calcite (d=2,71), du CaCO3 est dès lors disponible pour des processus de cimentation).

    - Le remplacement implique quant à lui, non seulement un changement de cristallinité, mais également un changement chimique d'un substrat préexistant. La dolomitisation dite secondaire en est un exemple fréquent, comme la silicification. Notons que les minéraux constituant les éléments figurés peuvent être remplacés sans que leur morphologie soit affectée.

    CRISTALLOCHIMIE DES CARBONATES

    Je ne reprends ici que quelques notions fondamentales. Le sujet est taité de manière plus exhaustive dans Lippmann (1973).

    La calcite

    On peut considérer la calcite comme un cristal ionique formé du cation Ca2+ et de l'anion CO3=, étant donné que la distance Ca-O (2,36 Å) est proche de la somme des rayons ioniques; le lien O-O (2,22 Å) par contre est nettement plus petit que 2 rayons ioniques de l'oxygène: ceci implique évidemment une liaison partiellement covalente. On peut calculer l'énergie réticulaire de la calcite en se basant sur ce modèle ionique: le calcul donne une valeur très proche des résultats expérimentaux de 701 kcal/mole.

    Ceci étant, on peut se représenter la calcite comme une interstratification de couches de Ca++ et de CO3= perpendiculairement à l'axe ternaire. Cet axe de symétrie impose au groupement CO3= une disposition en triangle équilatéral. Le centre de symétrie impose quant à lui un changement d'orientation de ces triangles de part et d'autre des couches de Ca++. Si l'on représente la calcite par un empilement de sphères, on constate que: chaque Ca++ est en coordination octaédrique avec six oxygènes; chaque Ca++ est ainsi lié à six groupements CO3= différents, autrement dit, un Ca++ n'est jamais lié à deux oxygènes du même groupement anionique (Fig. II.1).

    Fig. II.1: représentations de la structure cristalline de la calcite.

    Superstructures basées sur le canevas de la calcite

    - Interstratifications régulières: la dolomite, la huntite.

    On peut considérer que la dolomite est constituée d'une interstratification régulière de couches de CO3=, Ca++, Mg++. En voici les principaux arguments: (1) la composition de la dolomite est bien définie, donc, Ca et Mg ne peuvent être répartis au hasard dans son réseau; (2) le diffractogramme X de la dolomite présente plus de raies que celui de la calcite. Ce sont les raies dites de superstructure; le modèle interstratifié permet de calculer les familles de plans réticulaires responsables de ces raies de superstructure. Beaucoup de cristallochimistes définissent d'ailleurs la dolomite comme étant un minéral de composition CaMg(CO3)2 possédant des raies de superstructure.

    La huntite Mg3Ca(CO3)4 est un minéral rare trouvé en masses polycristallines submicroscopiques comme produit d'altération de roches riches en Mg et dans des sédiments récents supratidaux en voie de dolomitisation. On pense qu'il pourrait jouer un rôle important comme précurseur de la dolomite. La structure est similaire à celle de la calcite: dans chacune des couches cationiques, Ca et Mg sont répartis régulièrement.

    - Structures désordonnées: calcite magnésienne, dolomite calcique

    Calcite Mg: on ne trouve pas de calcite Mg dans des sédiments pré-tertiaires: il s'agit donc d'un minéral relativement peu stable. L'introduction de Mg dans le réseau de la calcite a pour effet de diminuer les distances entre plans réticulaires. Les raies de diffraction sont donc déplacées vers des valeurs angulaires plus élevées ( nl=2dsinq ). On a une relation linéaire entre les paramètres a et c de la calcite et le % de Mg dans le réseau.

    Les dimensions d'une calcite 50% Mg sont identiques à celles de la dolomite, mais seule cette dernière possède des raies de superstructure. Le Mg est donc incorporé de manière désordonnée.

    Dolomite calcique: ce sont des dolomites (raie de superstructure) dont la composition varie de 40 à 50 moles% de Mg. On constate que l'intensité des raies de superstructure diminue lorsque l'on s'écarte de la composition idéale de la dolomite; mais cette baisse d'intensité devrait être beaucoup plus importante si l'écart à la composition était entièrement dû à une augmentation du désordre dans les couches cationiques individuelles. Aussi pense-t-on que l'écart de composition est lié à un excès de plans Ca++ par rapport aux plans Mg++.

    La dolomite calcique est un minéral relativement courant. Certains auteurs pensent que la répartition statistique des deux types de dolomite serait la suivante:

    "well ordered dolomites" en milieu évaporitique et diagénétique tardif;

    "Ca-rich dolomites" en milieu marin franc et diagénétique précoce.

    Notons que B. Purser (1980) pense que la plupart des dolomites actuelles sont des dolomites calciques et que la plupart des dolomites anciennes sont bien ordonnées. Aussi appelle-t-il "protodolomites" les dolomites actuelles.

    Carbonates rhomboédriques de fer

    Après la calcite et la dolomite, ce sont la sidérite FeCO3 et l'ankérite (CaFe)(CO3)2 qui sont les minéraux carbonatés sédimentaires les plus abondants. Le Fe y est présent à l'état Fe2+; les carbonates de fer sont donc rarement primaires: ils indiquent une diagenèse en milieu réducteur.

    L'aragonite

    La structure de l'aragonite est du type nickéline (NiAs): chaque Ca++ est entouré par six CO3= de manière prismatique, mais ce prisme est distordu de telle manière que le Ca++ n'a pas six, mais bien neuf oxygènes comme plus proches voisins (Fig. II.2). En raison de cette distorsion, la symétrie n'est qu'orthorhombique mais la macle pseudohexagonale de l'aragonite est une réminiscence de la structure NiAs.

    Les distances O-O sont inférieures à celles de la calcite, on a donc un empilement plus compact; les groupements CO3= semblent identiques à ceux de la calcite; les distances Ca-O varient de 2,41 à 2,66 Å et sont toutes légèrement supérieures à celles de la calcite (2,36 Å).

    Contrairement à ce qui se produit dans la calcite, le Ca++ de l'aragonite est lié à certains groupements CO3= par deux oxygènes. Cela a comme conséquence que seuls les gros cations peuvent entrer dans la structure de l'aragonite: un petit cation (comme Mg++ par exemple), serait "aspiré" dans l'interstice formé par deux oxygènes du groupement CO3= et ne pourrait plus se coordonner aux autres anions. Par ailleurs, dans la structure de l'aragonite, les anions et les cations s'alignent suivant l'axe c. C'est là une origine possible de la structure fibreuse de l'aragonite.

    Fig. II.2. Structure de type NiAS de l'aragonite.

    La vatérite

    Citée pour mémoire, c'est la troisième forme de CaCO3. Elle n'a jamais été observée dans les sédiments. Ses occurences naturelles sont les calculs biliaires et certaines coquilles de gastéropodes. Ce minéral pourrait servir de précurseur dans la cristallisation des carbonates récents.

    Les carbonates hydratés de magnésium et le problème de la magnésite

    Les plus fréquents sont la nesquehonite MgCO3.3H2O et l'hydromagnésite Mg5(4)(CO3)4(3)(OH)2.4(3)H2O. On n'en connaît pas la structure.

    Le "problème de la magnésite" est le suivant: c'est un minéral très stable en solution acqueuse (Ks=10-8) mais il ne se forme pas pour des raisons cinétiques. En effet, les cations en solution sont hydratés et, pour être incorporés dans un cristal anhydre, ils doivent consommer leur énergie d'hydratation: c'est ce qu'on appelle la barrière de déshydratation. A 25°C, la calcite cristallise 10.000.000.000 de fois plus vite que la magnésite. Il faut noter que cette vitesse de cristallisation n'est pas augmentée par la sursaturation en Mg.

    Il n'existe pas de carbonates hydratés de fer et de manganèse. La sidérite et la rhodocrosite peuvent donc se former à partir de solutions sursaturées.

    Les carbonates hydratés de calcium

    La monohydrocalcite CaCO3.H2O est le plus important des carbonates hydratés de calcium. On l'observe principalement dans les lacs et les grottes. Du fait de la faible énergie de déshydratation du Ca++, elle n'a pas cet effet drastique d'interdire la précipitation du carbonate anhydre.

    Les carbonates d'alcalins

    Ils se forment principalement par évaporation des eaux continentales. Ce sont surtout des carbonates de Na car K est incorporé dans les argiles. Les occurrences dans les dépôts anciens sont rares mais existent néanmoins; la plus importante est celle de la Green River Formation d'âge éocène aux USA.

    PETROLOGIE DES CARBONATES

    Le système CaCO3

    - Relations de stabilité de la calcite et de l'aragonite: l'aragonite est une phase de basse température et de haute pression par rapport à la calcite. D'autre part, l'aragonite (Ks=10-8,22) est plus soluble que la calcite (Ks=10-8,35) à 25°C et 1 atm.

     - Présence d'aragonite à l'état métastable en solution aqueuse:

    • En l'absence d'ions bivalents autres que Ca++: en solution aqueuse, la quantité de carbonate dissous dépend (1) de son produit de solubilité; (2) de la quantité de CO2 (PCO2) en solution. La quantité de CO2 en solution est gouvernée par les équilibres suivants: 
      • PCO2 /(CO3)= 101,47

        (H+).(HCO3-)/(H2CO3)=10-6,35

        (H+).(CO3=)/(HCO3-)=10-10,33 

    • Les deux méthodes classiques pour préparer CaCO3 en solution aqueuse sont (1) dissoudre un sulfate ou chlorure de Ca avec un carbonate de Na ou de NH4; (2) dissoudre du CaCO3 dans une eau saturée en CO2 et laisser précipiter le carbonate en laissant s'échapper le CO2. Lorsqu'on réalise ces expériences, on constate que la calcite et l'aragonite précipitent toutes deux (si la température est >50°C, de la vatérite précipite également). Les proportions de calcite et d'aragonite dépendent de la température. Contrairement à ce qu'on pourrait croire (cf. relations de stabilité), la proportion d'aragonite qui précipite augmente avec la température; mais ce phénomène peut fort bien s'expliquer comme suit: la barrière de déshydratation de l'aragonite est plus élevée que celle de l'aragonite. Il est donc plus facile de former des germes de calcite que d'aragonite. Cependant, une fois les germes formés, l'aragonite cristallise plus vite que la calcite. De fait, lorsqu'on ajoute des germes d'aragonite à une solution qui précipite principalement de la calcite, beaucoup d'aragonite se met à cristalliser. Inversement, lorsqu'on ajoute des germes de calcite à une solution qui précipite de l'aragonite, aucun changement ne se produit. DONC, si sa germination n'est pas entravée, l'aragonite, quoique plus soluble que la calcite, peut précipiter pour des raisons cinétiques.
    • Influence d'ions bivalents autres que Ca2+: la présence des gros cations (surtout Sr++) ne semble pas favoriser la précipitation de l'aragonite au dépens de la calcite. L'influence des petits cations (surtout Mg++) par contre est beaucoup plus importante: à 20°C, si Mg/Ca <2 à 3, c'est la calcite qui précipite; si Mg/Ca >2 à 3, c'est l'aragonite qui précipite. DONC, dans l'eau de mer ACTUELLE (Mg/Ca=5), le CaCO3 d'origine chimique est de l'aragonite. Quant à l'évolution de la teneur en Mg dans la phase solide, elle évolue jusqu'à une valeur de 5 % dans la calcite; passé ce stade, la calcite cesse de cristalliser et c'est une aragonite qui prend le relais. Pourquoi? Vu que les aragonites naturelles ne contiennent quasiment pas de Mg et qu'il n'existe pas de MgCO3 à structure aragonite, on pourrait effectivement croire que le Mg favorise la précipitation de la calcite; or, on vient de voir que c'est l'inverse qui se produit... Ce phénomène est expliqué par la forte énergie de déshydratation du Mg: la calcite admet des Mg++ dans son réseau. Lorsqu'ils se lient à des oxygènes du germe de calcite, les ions Mg++ ne se débarrassent pas totalement des molécules d'eau auxquelles ils sont fortement liés. Vient un moment (Mg/Ca=5/100 dans le cristal) où les anions C03= ne peuvent plus prendre la place des molécules d'eau adsorbées à la surface du cristal: la cristallisation est bloquée. L'aragonite n'admettant pas de Mg++ dans son réseau, elle n'est donc pas sujette à pareille "contamination".

    - La formation de calcite et d'aragonite dans les organismes: on constate que le substrat organique peut déterminer laquelle des deux phases précipite. Pourquoi? Deux possibilités: (1) la concentration en Mg dans les biofluides peut être différente de celle de l'eau de mer; (2) toute une série de composés organiques peuvent agir en complexant le Mg++, en s'adsorbant sur les germes d'aragonite, etc.

    - Persistance et transformation de l'aragonite: l'aragonite est une phase métastable, on ne trouve presque pas d'aragonites plus anciennes que le Tertiaire. Quelles sont les conditions d'inversion de l'aragonite:

    • à sec: il faut des températures d'au moins 400°C pour que la vitesse de transformation soit perceptible. En extrapolant les courbes obtenues à ces températures élévées, on calcule qu'à 25°C, le temps de conversion de l'aragonite en calcite doit être de plusieurs dizaines de millions d'années. C'est en effet dans des milieux anhydres qu'ont été trouvées les aragonites les plus anciennes: asphaltes et schistes bitumineux carbonifères;
    • en solution acqueuse: à 100°C et en eau pure, la transformation de l'aragonite en calcite ne prend qu'une journée.
    • influence d'ions étrangers sur la transformation d'aragonite en calcite en solution acqueuse: le principal inhibiteur de la transformation de l'aragonite en calcite est le Mg++. L'aragonite peut donc persister indéfiniment en eau de mer riche en Mg++. Les eaux continentales étant elles, riches en CO2 et pauvres en Mg++, l'aragonite se transforme en calcite (on suppose bien entendu que ces eaux sont saturées en Ca++).

    Signalons le rôle important de la transformation aragonite-calcite dans la lithification du sédiment: cette transformation s'accompagne en effet d'une réduction des pores de 7,5%.

    Le système CaCO3-MgCO3

    Le "problème de la dolomite". La plupart des affleurements de dolomite consistent en masses monominérales dont les dimensions s'échelonnent depuis des bancs centimétriques intercalés entre des niveaux de calcaire ou d'argile jusqu'à des massifs gigantesques.

    L'origine de la dolomite est un problème qui n'est cependant pas vraiment résolu: en effet, on n'est jamais parvenu à synthétiser de la dolomite aux conditions de pression et température voisines de celles des milieux sédimentaires. On a longtemps cru que les sédiments récents étaient totalement dépourvus de dolomite. L'usage des X a permis de montrer qu'il n'en était rien; cependant, la dolomite est beaucoup moins abondante dans les sédiments récents que dans les sédiments anciens et il s'agit de très petits cristaux de dolomite calcique. Ceci tendrait à indiquer que la dolomite ne précipite pas directement à partir de l'eau de mer, mais se forme par réaction de solutions dérivées de l'eau de mer avec l'aragonite et la calcite. Récemment (Burns et al., 2000), une hypothèse de formation de la dolomite par médiation bactérienne a été remise à l'honneur.

    - La dolomite en solution acqueuse: synthèse hydrothermale de la dolomite

    En 1968, on est parvenu à synthétiser la dolomite selon la réaction:

    2 CaCO3 + MgCl2 ® CaMg(CO3)2 + CaCl2

    à des températures de 120°C et plus. L'auteur de cette synthèse conclut que la réaction à basse température est possible mais qu'elle se déroule très lentement.

    Vu les résultats obtenus ci-dessus, il peut être tentant de penser que les formations dolomitiques ont une origine hydrothermale. Mais des observations de géologie régionale montrent que ce type de genèse ne peut être généralisé à l'ensemble des formations dolomitiques.

    - La solubilité de la dolomite à 25°C

    La dolomite ne pouvant être synthétisée à 25°C, sa solubilité à cette température doit être déduite d'expériences de dissolution. Ces expériences montrent que l'eau de mer est considérablement sursaturée en dolomite et que thermodynamiquement, seule la dolomite devrait y précipiter. Or, il n'en est rien: elle ne précipite pas pour des raisons de cinétique; les expériences de synthèse de la norsethite permettent d'entrevoir quelles sont ces raisons cinétiques (voir ci-dessous).

    - La synthèse de la norsethite: un modèle pour la formation de dolomite à basse température

    La norsethite BaMg(CO3)2 est un carbonate de structure proche de la dolomite. Les expériences de synthèse ont montré que si l'on immerge du BaCO3 dans des solutions de MgCl2, aucun cristal de norsethite ne se forme. Par contre, si l'on ajoute du carbonate (sous la forme de NaHCO3 par exemple) à de telles solutions, on voit apparaître des cristaux de norsethite quelques heures ou quelques jours après l'opération. En outre, lorsque le Mg est fourni sous la forme de MgCO3.3H2O, de la norsethite se forme jusqu'à épuisement du Ba de la solution: les ions CO3= sont en effet fournis en même temps que le Mg++ au fur et à mesure de la progression de la réaction. Le mécanisme de la norséthisation est le suivant:

    BaCO3 (solide) ® Ba+++ CO3=

    Ba+++ Mg+++ 2 CO3= ® BaMg(CO3)2 (solide)

    Au point de vue cinétique, on constate que la vitesse de formation de la norsethite est accélérée par (1) un faible Ba/Mg et (2) une forte concentration en CO3=. L'influence de ces deux paramètres est expliquée très simplement par la barrière de déshydratation plus faible du Ba++: le rapport *Ba++/Ba++ est beaucoup plus grand que *Mg++/Mg++ (où *Ba++ et *Mg++ sont des ions activés, c-à-d possédant suffisamment d'énergie de translation et de vibration pour se débarrasser des molécules d'eau adsorbées et s'incorporer dans un germe de norsethite). Les ions Ba et Mg étant dans un rapport 1/1 dans un cristal de norsethite, un rapport *Ba++/*Mg++ proche de 1 dans la solution favorise la croissance cristalline. Ce rapport proche de 1 correspond à un faible Ba/Mg.

    L'importance d'une concentration élevée en CO3= relève du même type de raisonnement: pour pouvoir s'incorporer dans un cristal de carbonate, un ion CO3= doit posséder assez d'énergie cinétique pour pouvoir chasser les molécules d'eau adsorbées au cristal. Au plus la concentration en CO3= est grande, au plus est grande la concentration en *CO3=. Une forte concentration en CO3= favorise donc la croissance du cristal.

    - La formation de dolomite à basse température: la leçon à tirer des expériences de synthèse de norsethite est que la dolomite se forme par dolomitisation de CaCO3 et que cette dolomitisation dépend d'un facteur essentiel: la concentration en CO3=.

    - Milieu de formation de la dolomite: on la trouve principalement en milieu littoral confiné; ce sont des milieux où l'évaporation et l'apport d'eau continentale peuvent être très importants. Il est capital de constater que l'évaporation seule ne permet pas d'expliquer la formation de la dolomite, comme elle explique la formation du gypse ou de la halite: la dolomite n'est pas un minéral évaporitique, même s'il est souvent associé à de tels milieux. Un milieu confiné est cependant indispensable pour permettre aux ions CO3= de s'accumuler, d'atteindre des concentrations supérieures à celles que l'on trouve dans l'eau de mer et donc de permettre la formation de dolomite. On peut distinguer deux sources principales de CO3=:

    • l'altération des régions continentales voisines qui fournit du CO3= sous la forme de NaHCO3, etc. On formera des dolomites dites inorganiques;
    • la réduction bactérienne des sulfates (SO4= + 2CH2O ® 2HCO3- + H2S) liée à la décomposition de la matière organique; se forment ainsi des dolomites organiques.

    D'après Burns et al. (2000), ce dernier type de formation par l'entremise de bactéries anaérobies sulfato-réductrices serait très important. Outre l'apport de HCO3-, le métabolisme bactérien enrichit le milieu en Mg++ : en utilisant SO4=, les bactéries concentrent aussi dans le milieu intersticiel le magnésium, fortement lié à SO4= dans l'eau de mer. Ces deux types de dolomites sont, entre autre, caractérisées par une signature isotopique différente: les dolomites organiques sont déficientes en 13C. Ces conclusions sont corroborées par les observations des naturalistes: la dolomite se forme dans des eaux dérivées d'eaux marines (nécessité d'une forte concentration en Mg) dont la composition est modifiée par une importante activité organique ou par l'apport d'eaux continentales. On n'explique que difficilement pourquoi la dolomite est beaucoup plus abondante dans les roches anciennes que dans les roches récentes. Si la plupart des auteurs imputent cet état de chose au facteur temps, d'autres voient là une preuve d'un changement de composition de l'eau de mer depuis le Précambrien. C'est le cas de Burns et al. (2000), qui observent que les grandes périodes de formation de la dolomite (Ordovicien, Silurien, Crétacé) correspondent à des périodes de faible niveau d'oxygène dans l'atmosphère -et donc dans l'océan- peut-être à l'origine du développement plus important de communautés de bactéries anaérobies sulfato-réductrices dans le sédiment. Encore faut-il que ces pics de formation de dolomite correspondent à des dolomites organiques.

    Synthèse

    - Formation des calcaires d'eau douce: les eaux douces étant caractérisées par une faible teneur en Mg, elles peuvent précipiter directement de la calcite. Le facteur principal contrôlant cette précipitation est la pression en CO2. Dans le passé (Ordovicien, Silurien, Dévonien, Jurassique, Crétacé), des océans à teneur plus faible en Mg ont précipité également de la calcite (Fig. II.3).

    Fig. II.3: Mg/Ca, d13C des eaux océaniques au cours du temps et type de carbonate précipité. D'après Van der Kooij et al. (2010).

    - Evolution des calcaires marins: en milieu marin, la précipitation et la mise en solution des carbonates est compliquée par la présence de Mg (c'est le cas de l'océan actuel et aussi des océans carbonifère, permien et triassique). Les eaux marines sont sursaturées vis à vis de la dolomite et de la magnésite, mais la barrière de déshydratation du Mg et l'existence de carbonates hydratés de Mg empêche leur précipitation. Vu que l'aragonite ne peut incorporer de Mg dans son réseau, c'est pratiquement le seul carbonate à précipiter librement à partir des eaux marines lorsqu'il y a sursaturation en CaCO3. Le facteur principal contrôlant cette sursaturation semble être la température qui diminue la concentration du CO2 dissous. Le degré de sursaturation nécessaire pour que l'aragonite précipite dépend surtout de la disponibilité en germes. Les "whitings", c'est-à-dire les précipitations spontanées à partir d'eaux sursaturées semblent restreintes aux parties les plus chaudes des mers (Banc des Bahamas, par exemple). Des quantités d'environ 1% Sr sont incorporées dans les aragonites marines inorganiques.

    Les conditions de formation des calcites Mg inorganiques ne sont pas bien connues. Les calcites Mg peuvent cimenter les pores des sédiments au même titre que l'aragonite mais la croissance de ces cristaux est beaucoup plus lente, de sorte que les calcites Mg précipitent surtout dans les eaux assez profondes, là où les conditions restent constantes pendant des temps assez longs. Au contraire, l'aragonite précipite en environnement chaud et peu profond. L'aragonite et la calcite Mg sont des phases métastables.

    Les organismes sont capables de précipiter de l'aragonite, de la calcite Mg (avec un très large spectre de teneurs en Mg) et de la calcite. Les organismes sont donc la seule source de calcite non Mg en milieu marin, dans l'océan actuel évidemment (Tableau II.1).

    TAXON

    Aragonite

      Calcite (mol% MgCO3)

    Aragonite et calcite

    ALGUES CALCAIRES

    rouges

    10-20

    vertes
    oui

    coccolithes

    5

    FORAMINIFERES

    benthiques
    rare
    5-15

    planctoniques

    5-17

    EPONGES

    rare
    10-20

    STROMATOPORES

    oui
    5?

    COELENTERES

    rugueux

    5

    tabulés

    5

    scléractiniaires
    oui

    alcyonaires
    rare
    10-20

    BRYOZOAIRES

    rare
    5-17
    rare

    BRACHIOPODES

    5-10

    MOLLUSQUES

    chitons
    oui

    lamellibranches
    oui
    5-10
    oui
    gastéropodes
    oui
    5-10
    oui
    ptéropodes
    oui

    céphalopodes
    oui

    bélemnites

    5

    ANNELIDES

    oui
    5-17
    oui

    ARTHROPODES

    décapodes

    7-12

    ostracodes

    5-10

    barnacles

    5-10

    trilobites

    5

    ECHINODERMES

    7-17

    Tableau II.1: types de carbonates précipités par les principaux groupes d'organismes. D'après Scholle (1978), modifié.

    Les phases métastables persistent tant que les pores du sédiment restent remplis d'eau de mer. Une cimentation sous-marine est possible par précipitation d'aragonite et de calcite Mg. Cette cimentation est due principalement à la réduction bactérienne des sulfates. En l'absence de lithification, les carbonates peuvent rester friables durant des millions d'années. Pour que l'aragonite et la calcite Mg se transforment en calcite, il faut que le Mg soit chassé des pores par la circulation d'eaux douces et/ou l'incorporation dans des phyllosilicates. La diagenèse tardive se fait par une dissolution des phases métastables et une précipitation de calcite. Les sédiments dépourvus de phase métastable (par exemple une lumachelle à tests en calcite non Mg) peuvent rester friables même après passage dans un environnement d'eau douce.

    - La dolomitisation: malgré la sursaturation considérable, la dolomite ne précipite probablement pas à partir de l'eau de mer. La faible activité des ions CO3= ne peut contrecarrer l'effet de la barrière de déshydratation. Pour la même raison, l'eau de mer est incapable de réagir avec CaCO3 pour former de la dolomite. La solution dolomitisante doit avoir un rapport Mg/Ca élevé et une concentration élevée en CO3=. La réaction est:

    CaCO3+ Mg+++ CO3= ® CaMg(CO3)2

    Le Mg++, ubiquiste en milieu marin ou littoral ne constitue pas un facteur limitant pour la dolomitisation. Cette dolomitisation ne dépend que de la [CO3=]. La dolomite est donc un minéral se formant dans un environnement littoral confiné ou dans des lacs côtiers périodiquement envahis par la mer. Une autre source de CO3= est la réduction bactérienne des sulfates: elle permet d'expliquer la présence de la dolomite dans des environnements où tout apport d'eau continentale est exclu.

    Aragonite

    calcite non Mg

    calcite Mg

    Dolomite

    Formule

    CaCO3

    CaCO3

    CaCO3

    CaMg(CO3)2

    Système cristallin

    orthorhombique

    rhomboédrique

    rhomboédrique

    rhomboédrique

    Eléments traces

    Sr, Ba, Pb, K

    Mg, Fe, Mn, Zn, Cu

    Fe, Mn, Zn, Cu

    Fe, Mn, Zn, Cu

    Mol% MgCO3

    -------

    <4

    >4 à <20

    40-50

    Indice de réfraction

    0,155

    0,172

    0,172

    0,177

    Densité

    2,94

    2,72

    2,72

    2,86

    Dureté

    3,5-4

    3

    3

    3,5-4

    Habitus cristallin

    aciculaire, fibreux, micritique

    isométrique, micritique

    aciculaire, fibreux, micritique

    isométrique, micritique

    Occurrence

    marin peu profond

    marin profond, météorique

    marin peu profond

    évaporitique

    Tableau II.2: sélection de propriétés des principaux carbonates sédimentaires.

    DIAGENESE PRECOCE ET ENVIRONNEMENTS DIAGENETIQUES (d'après Purser, 1973)

    L'existence de divers phénomènes diagénétiques syn-sédimentaires comme la lithification est bien établie. Néanmoins, le rapport entre ces phénomènes et le milieu sédimentaire dans lequel ils se produisent est moins connu et on peut se demander si ce rapport est aussi étroit que celui existant entre le milieu et certains caractères initiaux des sédiments (composition, structure, faune et flore, etc.)

    En termes de diagenèse, on peut définir trois environnements fondamentaux: les milieux infratidal, inter- et supratidal, continental.

    Les facteurs les plus importants dans la diagenèse syn-sédimentaire de ces trois milieux sont d'une part, la composition de l'eau: eau de mer dans les zones tidales; eau météorique en milieu continental et d'autre part le contact ou non du sédiment directement avec l'air. Ce dernier facteur nous permet de subdiviser les milieux diagénétiques en deux zones: zone phréatique toujours noyée et zone vadose au-dessus du plan d'eau. Ces deux variables simples sont liées aux trois milieux sédimentaires, l'ensemble de ces rapports étant exprimés Fig. II.4A.

    Figure II.4 A: profil schématique localisant les types de ciments précoces et leur environnement de formation. A: subtidal (=zone phréatique marine): ciment aragonitique fibreux à disposition régulière; B: intertidal (=zone vadose marine): ciment aragonitique fibreux à tendance microstalactitique; C: supratidal (=zone vadose marine): aragonite micritique à disposition microstalactitique, associée à des particules à la partie supérieure des cavités; D: continental (=zone vadose météorique): calcite sparitique non magnésienne et silt vadose.

    Milieu infratidal (sous-marin)

    Ce milieu, par définition, est toujours sous l'eau et le sédiment est en contact soit avec l'eau de mer, soit avec des solutions intersticielles marines de composition variable pouvant entraîner des dissolutions ou des précipitations. Le phénomène de dissolution des particules carbonatées est surtout associé à la profondeur en fonction de la baisse de température et de l'augmentation de la pression partielle de CO2, facteurs qui tendent à augmenter la solubilité de la phase carbonatée. Démontrée de façon convaincante par des expériences, la dissolution de la calcite est plus ou moins rapide au-dessous de 3500 m environ de profondeur. La lysocline est maintenant si classiquement connue qu'on risque d'interpréter des phénomènes similaires dans des séries anciennes uniquement en termes de grande paléoprofondeur.

    Or, la dissolution partielle ou complète est également active dans certains milieux peu profonds. Les eaux froides et sous-saturées en carbonates de la Mer Baltique favorisent une dissolution sélective des tests et débris bioclastiques: certains éléments cristallins de la structure cellulaire des mollusques et des échinodermes sont dissous préférentiellement, ce qui donne un aspect micritisé à la particule. D'autre part, même en environnement de plate-forme tropicale, des études récentes ont montré la présence de processus de dissolution des carbonates, par acidification de la tranche supérieure des sédiments. Cette acidification serait liée à la réduction bactérienne des sulfates (SO4= + 2 CH2O ® 2HCO-3 + H2S). Il faut noter que cette acidification ne se manifeste que dans certaines conditions de concentration de SO4= , d'autres niveaux de concentration peuvent au contraire protéger les carbonates en enrichissant les solutions intersticielles en HCO-3 (Perry & Taylor, 2006).

    Le phénomène de précipitation sous forme de ciment cristallin est bien établi pour le milieu infratidal mais son importance comme mécanisme de lithification est encore discutée. Le développement de cristaux d'aragonite et de calcite magnésienne dans les sédiments actuels, bien que plus fréquents dans certains milieux néritiques (Bahamas, Golfe Persique, Bermudes, ride médio-atlantique, etc.), se manifeste jusqu'à 1500 m de profondeur dans la Mer Rouge.

    Parmi les nombreux exemples de lithification en milieu sous-marin, celui du Golfe Persique semble le plus important en étendue. Dans ce bassin plus ou moins confiné, le phénomène est très répandu dans les sédiments de texture sableuse situés en environnement modérément agité, tels certaines lagunes et, plus au large, à 20-30m de fond, près du niveau inférieur d'action de la houle. Le phénomène semble absent dans les boues de la plaine centrale et également dans les milieux littoraux très agités. L'existence de phénomènes comparables aux Bahamas et aux Bermudes dans des milieux plus ou moins océaniques est la preuve que la lithification sous-marine n'est pas un processus étroitement lié au degré de confinement.

    Les produits de cette lithification syn-sédimentaire en milieu infratidal comprennent d'abord, à petite échelle, les graviers de type agrégat ou "lump" puis, à l'échelle régionale, les croûtes. Ces dernières, très développées dans le Golfe Persique, surtout dans presque toutes les lagunes à fond sableux (sable carbonaté) mesurent jusqu'à un mètre d'épaisseur. Le degré de durcissement atteint son maximum à la surface et diminue progressivement vers les sédiments meubles du dessous. Les surfaces durcies, parfois superposées, sont perforées et encroûtées d'une manière tout-à-fait comparable aux "hard-grounds" anciens.

    Les études d'atolls du Pacifique et de récifs des Bermudes ont montré que le développement d'un ciment secondaire joue aussi un rôle fondamental dans la stabilisation de la masse récifale. La nature de ces ciments marins est variable: soit aragonitique, soit de calcite magnésienne. Diverses morphologies cristallines sont connues (Figs. II.5, II.7A, B, C) parmi lesquelles les formes aciculaires dominent. Les cristaux de calcite magnésienne de très petite dimension qui, en lame mince, donnent une structure micritique se révèlent être, au microscope électronique, des rhomboèdres de 1 à 5 µm (Fig. II.7A).

    Les aspects essentiels de cette lithification précoce en milieu sous-marin sont donc les suivants:

    - surfaces durcies et perforées, parfois superposées;

    - ciment surtout aciculaire ou micritique;

    - répartition de ces ciments: plus développés près de la surface durcie et surtout répartis d'une facon régulière autour des vides inter- ou intragranulaires (Fig. II.4A);

    - composition: aragonite ou calcite magnésienne (recristallisée en calcite non magnésienne dans les calcaires anciens, voir ci-dessous).

    Figure II.5: dessin schématique de la morphologie de divers types de ciments marins d'après Purser, 1973, modifié.

    Grainstone lithoclastique et bioclastique. La cimentation consiste en une frange fibreuse de 60 µm, en croûte isopaque. C'est une diagenèse précoce en zone phréatique marine.

     

    Gros-plan sur le ciment fibreux de la lame précédente.

    Milieux inter- et supratidal

    Dans la zone de battement des marées, les facteurs diagénétiques sont voisins de ceux du milieu sous-marin, au moins en ce qui concerne l'eau. Néanmoins, l'émersion du littoral implique le contact du sédiment avec l'air et l'existence d'un plan d'eau qui fluctue avec les marées. De plus, l'émersion entraîne l'augmentation de la température des eaux interstitielles et en même temps peut provoquer leur évaporation. Ces facteurs physiques donnent un caractère particulier à la diagenèse.

    Les phénomènes de dissolution semblent surtout liés à la présence de végétaux, leurs processus métaboliques modifiant le substrat à l'échelle millimétrique. La dissolution à plus grande échelle, présente dans les régions humides, semble être peu étudiée.

    Que l'émersion soit surtout favorable à la lithification est démontré par la formation de "beach-rock" (grès de plage), surtout en climats relativement chauds. Même si le littoral est plus accessible (et en conséquence plus étudié) que les milieux infratidaux, il est néanmoins probable que la précipitation de ciment dans la zone intertidale est plus fréquente et intense que dans les milieux submergés.

    Le "beach-rock" se développe mieux le long des littoraux à agitation modérée; il est rare sur les plages constamment balayées par les vagues et également rare dans les milieux intertidaux à sédiments boueux. Cette cimentation donne lieu à des croûtes indurées en surface, sous lesquelles s'observe le sédiment meuble. La croûte est souvent plus épaisse près de la limite supérieure des marées, c'est-à-dire dans la zone qui se trouve le plus souvent au-dessus du plan d'eau. Parfois en minces pellicules ou en forme de manchons autour des terriers, la lithification atteint une épaisseur d'un mètre environ sur certaines îles du Golfe Persique. La présence de sédiment non lithifié au-dessous du "beach-rock" en favorise la désintégration soit par des processus d'affouillement biologique ou mécanique, soit par des forces diagénétiques encore peu connues. On constate en effet dans certains cas une augmentation de surface de la croûte (peut-être en liaison avec les forces de cristallisation du ciment), ce qui la déforme en donnant de petits anticlinaux ou micro-chevauchements de l'ordre du décimètre appelés "teepee". Cette désintégration crée souvent des plaquettes de calcaire qui s'accumulent localement le long du littoral sous forme de brèche sédimentaire.

    Comme la composition des eaux à partir desquelles le ciment du "beach-rock" précipite est très proche de celle des milieux infratidaux, il n'est pas surprenant que la minéralogie et la morphologie des cristaux dans les "beach rocks" et dans les calcaires cimentés en milieu sous-marin soient similaires. Les nombreuses études de "beach rock" ont montré la présence soit d'aragonite, soit de calcite magnésienne aciculaire ou micritique.

    Le caractère essentiel de ce ciment inter- et supratidal concerne sa répartition à l'échelle du pore. Si le ciment formé en milieu infratidal est réparti d'une façon régulière, celui de la zone intertidale (et plus particulièrement de sa partie supérieure) ne l'est généralement pas, (Figs. II.4A, II.6, II.7H). Cette disposition irrégulière du ciment dans la zone de battement des marées est liée à la présence de l'air dans ce milieu vadose et, par conséquent, à la répartition irrégulière de l'eau à partir de laquelle précipite le ciment. Ces irrégularités fréquentes dans les "beach-rocks" du Golfe Persique, se manifestent à trois échelles:

    - à petite échelle: l'eau qui s'accumule aux points de contact entre les particules sous forme de ménisque tend à précipiter un ciment très localisé dont les limites épousent le ménisque; il a d'ailleurs été appelé "meniscus cement" par Dunham;

    - lorsqu'il s'agit d'un sédiment relativement grossier (sable grossier ou gravier), l'eau tend à s'accumuler non seulement aux points de contact des grains mais aussi sous les surfaces inférieures des particules. Ceci donne naissance à un "ciment microstalactitique" (Figs. II.6, II.7H).

    - A plus grande échelle, dans les vides centi- ou décimétriques, le ciment se forme en stalactite sur le plafond de la micro-caverne. Ces cavités se localisent surtout sous les dalles de "beach-rock" où elles sont créées par la déformation en "teepee" ou par l'excavation du sédiment meuble sous-jacent. Ces stalactites marines qui atteignent plusieurs millimètres de long existent sous deux formes. La plus fréquente en zone intertidale est composée de cristaux d'aragonite aciculaire. Dans la zone supratidale, ces micro-stalactites sont composés de sédiment comportant surtout des pelotes fécales durcies et des foraminifères plaqués contre le toit. Cette disposition curieuse s'explique par le fait que les particules sèches flottent, puis se collent contre le plafond lorsque le plan d'eau (ou la marée) monte; elles sont ensuite soudées en grappes par une précipitation de ciment.

    En somme, la distinction souvent difficile entre les "beach-rocks" et les calcaires cimentés en milieu sous-marin se résume ainsi: (1) répartition irrégulière du ciment en forme de ménisques ou de microstalactites; (2) présence de brèche sédimentaire fréquente le long du littoral mais plus rare en milieu infratidal; (3) surfaces durcies irrégulières à l'échelle millimétrique (irrégularités dues à l'attaque algaire) mais avec des macro-perforations souvent moins nombreuses que sur les surfaces durcies en milieu sous-marin.

    Beach rock en milieu intertidal (Australie). A: vue générale. B: détail montrant l'incorporation de coquilles et de fragments de grès (flèche).

    Ciment vadose marin microstalactitique (flèche) (alternance de micrite et de fibres trapues) dans un grainstone cénozoïque du Golfe Persique. Après cet épisode de cimentation, correspondant à la formation d'un beach rock, la lithification s'est poursuivie en milieu continental par la précipitation d'une calcite sparitique drusique.

    Fig. II.6: ciment vadose dans un calcaire à ooïdes de la Formation de Terwagne (Dinantien), Emptinne et schéma interprétatif.

    Milieu continental

    En milieu continental, les processus diagénétiques affectent particulièrement les sédiments holocènes dans les régions où la plaine côtière est bien développée grâce à un accroissement latéral actuel rapide. Ceci est le cas le long de la côte ouest de l'île d'Andros, de la côte d'Abu Dhabi (Golfe Persique) et en bien d'autres lieux. Dans ces régions, les sédiments déposés au départ en milieu littoral sont ensuite cimentés hors de l'influence marine, générant une croûte (caliche) sous laquelle s'observe un sédiment meuble; la transition, au moins à Abu Dhabi, coïncide souvent avec le plan d'eau. De plus, la diagenèse continentale affecte surtout des calcaires pléistocènes un peu partout dans le monde. En somme, on peut considérer que la diagenèse continentale fait partie de la diagenèse précoce, même si elle n'est pas tout-à-fait syn-sédimentaire.

    Les processus et les effets de la diagenèse continentale sont bien établis grâce surtout aux études des calcaires pléistocènes des îles Bermudes, de la Barbade, des Bahamas et de la Jamaïque. Les travaux de Friedman (1964) et d'autres démontrent l'instabilité des sédiments carbonatés marins une fois placés sous l'influence des eaux météoriques. La dissolution affecte l'aragonite et la calcite magnésienne. Cette dernière garde généralement sa morphologie même en perdant son magnésium. On assiste donc à la dissolution de particules entières à un degré nettement plus grand que dans les milieux marins.

    Le phénomène de dissolution s'associe étroitement à la reprécipitation à proximité du carbonate à cause de la saturation très rapide des eaux météoriques. Cette reprécipitation de calcite non magnésienne donne naissance aux cristaux sparitiques bien connus, de morphologies variées parmi lesquelles la forme trapue à axe c orienté normalement au substrat ("drusy mosaïque") est la plus fréquente. Les cristaux aciculaires typiques des milieux marins sont rares. L'ensemble des processus de disolution et de reprécipitation s'associe à une tendance négative dans les rapports isotopiques 16O/18Oet 12C/13C (voir ci-dessous).

    En plus des phénomènes de dissolution et de reprécipitation en calcite sparitique, le milieu continental vadose est caractérisé par une cimentation irrégulière. Similaire mais plus répandu que dans les milieux littoraux, "le ciment en ménisque" est presque toujours présent.

    Ciment vadose météorique microstalactitique (flèche) dans un grainstone cénozoïque du Golfe Persique.

    Le "silt vadose" défini par Dunham (1969) dans les séries paléozoïques du Nouveau-Mexique existe peut-être dans les calcaires quaternaires bien que sa présence ne semble pas encore signalée. Les eaux météoriques, selon Dunham, jouent non seulement un rôle de dissolution mais peuvent transporter des détritus fins (surtout de la taille des silts) à travers la zone vadose pour ensuite les déposer sous forme de sédiment géopète.

    Fig. II.7.

    Utilisation des critères diagénétiques précoces dans l'interprétation des paléomilieux

    Bien que seuls les aspects pétrographiques soient esquissés, il est néanmoins évident qu'il existe, au moins dans les sédiments holocènes, un rapport entre le milieu sédimentaire et les produits diagénétiques de ce milieu (Fig. II.4A). Autrement dit, on peut dans certains cas employer ces critères diagénétiques précoces pour interpréter des paléomilieux, au moins en termes simples. De ce fait, s'il existe à un moment donné un rapport entre le milieu et les propriétés sédimentaires et diagénétiques, on peut se demander si une évolution transgressive ou régressive à un endroit donné s'exprime systématiquement en termes diagénétiques. Ces séquences transgressives ou régressives (submersion ou émersion) peuvent d'un point de vue diagénétique s'exprimer théoriquement de trois façons :

    - une séquence verticale de bancs avant chacun un aspect diagénétique différent mais homogène;

    - pour un banc donné, une microséquence, dans un même vide, de ciments différents qui reflètent des changements dans la nature et la composition des solutions interstitielles, c'est-à-dire une microséquence qui traduit une évolution progressive du milieu diagénétique lui-même par suite de l'évolution du bassin (transgression ou régression);

    - un mélange intime de ces deux échelles.

    Land (1970) démontre à plusieurs échelles une cimentation régressive dans les calcaires pléistocènes des Bermudes où une première phase de cimentation intertidale ("beach-rock") est suivie d'une deuxième phase sparitique continentale. Le seul exemple publié semble-t-il d'une séquence diagénétique transgressive, est donné par James (1972, in Purser) qui décrit dans les falaises de Bermude une calcite sparitique fossile suivie d'une phase de calcite magnésienne micritique. Cette dernière phase semble se former actuellement dans la zone des embruns.

    Ces divers rapports entre le milieu sédimentaire et les ciments diagénétiques mis en évidence dans les systèmes quaternaires se retrouvent également dans les séries plus anciennes: un exemple éclatant est fourni dans le Bassin de Paris par les calcaires bathoniens de Bourgogne (cf. Purser). En effet, il existe dans la formation dite "Comblanchien" non seulement la preuve d'émersion en termes sédimentaire et diagénétique, mais aussi des séquences diagénétiques de style "régressifs". A Prémeaux (10 km au N de Beaune) et à Buffon (6 km au NW de Montbard), deux séquences de cimentation régressive légèrement différentes traduisent un épisode d'émersion bathonienne. Les deux exemples s'expriment aussi bien à l'échelle intergranulaire qu'à l'échelle des bancs à cimentations différentes mais homogènes.

    La séquence régressive de Prémeaux (Fig. II.8) commence à la base (B) par un ciment fibreux réparti d'une facon régulière autour des particules. Plus haut (C) cette cimentation devient micro-stalactitique de type " beach-rock" puis la séquence se termine (E) par une surface d'érosion qui tronque un ciment sparitique, localement remanié et déposé quelques centimètres plus bas (D) sous forme de "silt vadose" géopète. Cette séquence de ciments semble traduire une émersion progressive d'abord en zone intertidale ("beach-rock') puis dans un milieu hors de l'influence marine (sparite précoce et "silt vadose").

    En conclusion, la nature de la diagenèse précoce, ainsi que sa répartition tant à l'échelle du pore qu'au niveau d'une succession de bancs, peut nous aider à mieux comprendre l'évolution d'un bassin sédimentaire ancien.

    Fig. II.8: séquence à cimentation régressive à Prémeaux (explications, voir texte). D'après Purser, 1973, modifié.

    EVOLUTION DES CIMENTS DANS LES SERIES ANCIENNES

    Introduction

    Dans les séries anciennes, les ciments primaires décrits ci-dessus ont subi une évolution que l'on peut qualifier de diagenèse tardive: il s'agit généralement de phénomènes de recristallisation avec disparition des phases métastables comme l'aragonite et la calcite Mg. Malgré ces phénomènes, il est souvent possible d'identifier les précurseurs. L'utilisation de méthodes relativement sophistiquées comme la cathodoluminescence, la sonde et la spectrométrie de masse devient souvent nécessaire.

    La calcite fibreuse secondaire

    On peut distinguer, sur base de leur morphologie, deux types de calcite fibreuse secondaire (résultant de l'évolution d'un ciment primaire): Il s'agit de fibres, d'une longueur de l'ordre du mm pour une largeur de 10 à 100 µm. Ces fibres sont organisées en gerbes, avec des jonctions intercristallines souvent légèrement irrégulières. Chaque fibre présente en lumière polarisée une extinction onduleuse avec convergence ou divergence des axes optiques en direction du sommet du cristal. Les clivages sont concaves ou convexes par rapport au substrat (Figs. II.7E, G).

    La coloration des fibres est souvent nettement jaune, avec de nombreuses impuretés noires de taille micronique. Certaines de ces impuretés sont de la matière organique (réaction à l'H2O2 après dissolution de la calcite), souvent attribuables à des bactéries. D'autres sont des micro-rhomboèdres de dolomite (Fig. II.7F). D'autres encore seraient des inclusions fluides et des microcavités.

    Les fibres et lames à axes optiques convergents et clivages courbes concaves correspondent à la "calcite radiaxiale" décrite par Bathurst (1959): "fibers [that have] a pattern of subgrains radiating away from the wall allied to optic axes which converge away from the wall as well as curved cleavages and irregular intergranular boundaries". Les fibres à axes optiques divergents et clivages courbes convexes correspondent quant à elles à la calcite "à axes optiques en fascicules" ("fascicular-optic", "F-O"), définie par Kendall (1977): "crystals (...) differ from those in radiaxial fibrous calcite in only one major respect: fast vibration directions in each crystal diverge away from cavity walls (...)".

    source .

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