CHAPITRE IX

LA DIAGÊNÈSE

Dissolution. — Recristallisation des éléments dissous. — Dolomitisation. — Décomposition des silicates. •— Décomposition de la matière animale.

Il résulte des faits exposés dans le chapitre précédent que le phénomène de sédimentation peut être envisagé comme une précipitation mécanique ou chimique de particules solides au fond des eaux. Les roches sédimentaires diffèrent des sédiments actuels par une foule de caractères résultant de transformations bien postérieures à la sédimentation, souvent très récentes et dues à l'action sur des sédiments des agents dynamiques internes ou externes. Ces transformations seront étudiées plus tard, mais il en est d'autres qui ont pour théâtre le fond même des eaux et qui se produisent immédiatement après la précipitation ; elles sont d'ordre chimique et peuvçnt avoir lieu avec l'intervention ou sans l'intervention des microorganismes. Il est nécessaire de définir quelques-uns de ces phénomènes.

Dissolution. — Le pouvoir dissolvant des eaux marines est incontestable; d'après Thoulet, il serait toutefois moindre que celui des eaux douces. Il arrivera quelquefois qu'un sédiment sera dissous aussitôt formé; ou bien, dans le cas des sédiments hétérogènes, certains éléments particulièrement solubles ne tarderont pas à être enlevés. La dissolution s'opérera sur le fond même ou dans la masse du sédiment, car celui-ci reste imprégné d'eau.

Les squelettes dos organismes qui tombent au fond de la mer ou qui sont enfouis dans le sédiment subissent souvent une attaque plus ou moins rapide, qui peut aboutir à la destruction complète. Dans les eaux douces les coquilles des Unios et des Anodontes sont préserv^ées de la dissolution par une cuticule chitineuse. Leurs crochet, où la cuticule est beaucoup plus mince, sont fortement corrodés, du

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vivant même de Tanimal. Les squelettes calcaires composés de conchite * sont plus facilement dissous que ceux constitués par de la calcite. A la première catégorie appartiennent les polypiers des Zoanthaires, les coquilles de certains Lamellibranches, des Gastéropodes, à l'exception des Patelles, des Céphalopodes; à la deuxième, les squelettes des Echinodermes, les coquilles des Brachiopodes, de divers Lamellibranches, tels que les Huîtres, les Spondyles, les Pinna, les tubes de Serpules. Aussi constate-t-on fréquemment que dans une même roche sédimentaire fossilifère les squelettes formés de conchite ont disparu, laissant un vide et un double moulage, interne et externe, tandis que les squelettes en calcite sont parfaitement conservés.

Sur les fonds abyssaux des océans actuels on rencontre assez fréquemmentdes restes de Vertébrés marins, en particulier des otolithes de divers Poissons, des dents de Squales et des caisses tympaniques de Cétacés, qui sont les seules parties du squelette ayant échappé à la destruction. Les dents sont réduites à leur couronne composée d'émail, la vasodentine de la racine a été dissoute. En général, toutes les parties constituées par du phosphate de chaux ont disparu, tandis que les parties calcaires ont résisté davantage.

Les squelettes siliceux sont eux aussi dissous par Teau de mer, quoique avec une extrême lenteur. La dissolution semble avoir lieu bien plus facilement par des eaux douces chargées d'acide carbonique; mais c'est en général plutôt un phénomène bien postérieur à la sédimentation et même postérieur à l'exondation des sédiments par les mouvements orogéniques.

Recristalusation des éléments dissous. — Le calcaire et la silice empruntés par dissolution aux sédiments peuvent être redéposés ailleurs. Il n'y aura besoin que d'une légère concentration de la solution par évaporation partielle ou de la mise en liberté de l'acide carbonique dissous par l'eau. La recristallisation s'effectuera dans les vides existant dans les sédiments détritiques, qui se trouveront ainsi cimentés par un ciment calcaire ou siliceux, et il suffira souvent de la simple exondation d'un sédiment à marée basse par exemple, pour déterminer la cimentation de ses éléments.

D'autre part, les vides provenant de la dissolution des squelettes ou des coquilles seront remplis par du carbonate de chaux spathique ou par de la silice à l'état de calcédoine. Il en résultera, dans le cas

1. Cestune forme uniaxe négative du carbonate de chaux, décrite par Agnes Kelly [2], que Ton avait prise précédemment pour de Taragonite.

Havg, Traité de Géologie. 8

des coquilles, ce que l'on a appelé un test de substitution et c'est là un mode de fossilisation très fréquent. Chez les Échinodermes, les interstices des mailles formant le réseau du squelette se trouveront également comblés par de la calcite, qui cristallise avec la même orientation optique que la calcite dont sont composés les trabécules du réseau, de sorte que les plans de clivage forment un angle constant avec l'axe morphologique. C'est pourquoi les radioles des Oursins, les articles de la tige des Crinoïdes, les pièces calcaires des Etoiles de Mer ont toujours une cassure spathique.

L. Cayeux [VIII, 11] a montré que, dans la roche siliceuse connue sous le nom de gaize, la silice provient en grande partie de la dissolution des spicules de Spongiaires sur le fond même de la mer et dans l'intérieur du sédiment, puis de la précipitation de la silice dissoute sous la forme de silice globulaire, opale ou calcédoine, qui vient remplir l'intérieur des Foraminifères et cimenter les éléments élastiques du sédiment.

La recrigtallisation du calcaire peut aussi s'effectuer sur place. Dans les récifs coralliens la structure organique disparaît souvent très rapidement et fait place à un amas de calcaire cristallin. De même, les constructions des Algues calcaires sont, dans bien des cas, transformées aussitôt après la mort de ces Végétaux en calcaire compact, dépourvu de toute trace de structure organique. Ici c'est évidemment l'acide carbonique dégagé lors de la décomposition de la cellulose qui intervient pour dissoudre le calcaire et le redéposer à l'état cristallin.

Formation des concrétions. — Dans les roches poreuses renfermant des substances solubles, ces substances se concentrent souvent en nodules sphériques, ellipsoïdaux, bothryoïdes ou branchus que l'on désigne sous le nom de concrétions. Ces nodules sont le plus souvent compacts, leur formation a dû s'opérer en partant d'un point central, qui est quelquefois un corps inorganique, mais qui est plus souvent un organisme, soit une coquille, soit le corps d'un Crustacé ou d'un Poisson. Il est probable que dans ce cas la décomposition de la matière organique n'est pas étrangère à la formation de la concrétion.

Les concrétions calcaires sont fréquentes au milieu des sédiments argileux, en particulier dans les marnes, c'est-à-dire dans les argiles calcarifères ; elles sont dues alors à une concentration du calcaire en certains points. Lorsqu'elles sont abondantes et de petite taille, la roche prend le nom de calcaire grumeleux , Souvent elles sont

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cimentées par une pâte plus argileuse, on est alors en présence d'une roche que Ton est tenté de prendre pour une brèche {fausses brèches). 11 existe aussi des concrétions de carbonate de fer, de barytine, de silice, de phosphate de chaux. Nous verrons tout à l'heure dans quelles conditions se forment ces dernières.

Lorsque les concrétions sont creuses et que leur intérieur est tapissé de cristaux, on les confond souvent sous le nom de géodes avec des cavités sur les parois desquelles ont cristallisé des minéraux empruntés à la roche ou apportés par des infiltrations.

L'intérieur des fossiles est fréquemment tapissé de cristaux de calcite, de silice, de barytine, auxquels viennent se joindre quelquefois des cristaux isolés de minéraux plus rares, comme la strontianite, la calamine, la sidérose, la galène, la blende, etc. Dans les Ammonites et dans les Nautiles, en particulier, chaque loge, remplie d'air du vivant de l'animal, est devenue ainsi une sorte de cristallisoir, grâce à l'infiltration de solutions minérales au travers des parois de la coquille.

DoLOniTisATiON. — Daus certaines conditions, qui sont encore mal définies, l'eau de mer agit chimiquement sur le calcaire d'origine organique pour le transformer en dolomie, c'est-à-dire en carbonate double de calcium et de magnésium.

La transformation est particulièrement fréquente sur le bord des récifs coralliens, de sorte que l'évaporation de l'eau de mer joue évidemment un certain rôle dans le phénomène. De même, dans les formations géologiques anciennes, c'est surtout dans les séries lagunaires que les dépôts de dolomie sont abondants, et l'on sait que dans les lagunes la concentration des eaux par évaporation donne lieu à une salure supérieure à la normale.

U est probable que le chlorure de magnésium de l'eau de mer agit sur le carbonate de calcium et le transforme partiellement en carbonate de magnésium, le chlorure de calcium formé étant entraîné par dissolution. Il va sans dire qu'une plus grande concentration des eaux doit favoriser cette réaction. Peut-être la décomposition des organismes intervient-elle également.

Dans des récifs coralliens tertiaires de la presqu'île du Sinaï, soulevés aujourd'hui à une altitude de 230 m, Joh. Walther a constaté des teneurs en carbonate de magnésie allant jusqu'à 40 °/o» alors que la dolomie normale en renferme 45,65 " Z^. Dans les mêmes récifs, les coquilles de Tridacna^ qui ne contiennent primitivement que des traces de magnésie, donnent à l'analyse 43,4 ^o ^® ^^^^^

base. Des teneurs aussi élevées paraissent toutefois plutôt exceptionnelles; dans la plupart des cas, il se forme du calcaire dolomitîque, dans lequel la proportion entre la magnésie et la chaux est très variable. Les dolomies pures que Ton rencontre souvent dans les formations géologiques résultent presque toujours d'un enrichissement en carbonate de magnésie par dissolution du carbonate de chaux. Mais ce sont des actions bien postérieures à la sédimentation qui interviennent ici; il en sera question plus tard.

Décomposition des silicates. — Les sédiments calcaires et siliceux d'origine organique ne sont pas seuls à subir Tattaque des eaux marines, les sédiments d'origine détritique, Si en particulier les argiles, sont soumis eux aussi à des altérations profondes. Il en est de même des produits d'origine volcanique, dus à des éruptions subaériennes ou sous-marines, qui souvent couvrent de vastes surfaces sur le fond des océans. Nous allons passer en revue les transformations résultant de l'action prolongée de l'eau de mer sur les silicates, dont ces divers sédiments sont principalement formés.

A partir d'une certaine distance des côtes et à partir d'une profondeur de 4 000 m environ, le fond des océans est tapissé d'une argile rouge dont l'origine a fait l'objet de nombreuses discussions. Wyville Thomson y voyait le résidu insoluble de la décalcification de la boue à Globigérines, mais John Murray a montré que cette formation est en réalité le produit de la décomposition des silicates qui constituent les éléments des projections volcaniques, puis, accessoirement, des poussières d'origine cosmique.

C'est une argile plastique, onctueuse au toucher, dont la couleur est tantôt rouge brique, tantôt brun chocolat, ou encore, mais plus rarement, bleuâtre. Sa composition varie beaucoup, car au silicate d'alumine hydraté, qui en est l'élément principal, viennent s'ajouter, en quantités très variables, des minéraux de diverse nature et quelquefois des restes organiques siliceux ou plus rarement calcaires. En général, la teneur en calcaire n'excède pas 1 à 2 ^j^. Dans le résidu insoluble la teneur en silice est, par contre, toujours très élevée, elle est à la teneur en alumine dans le rapport de 33 à 12, tandis que dans les argiles ordinaires ce rapport est de 14 à 12 [1]. Des causes locales ne peuvent expliquer un pourcentage de silice aussi uniformément élevé, mais elles permettent de comprendre les grandes variations que présente la teneur en alcalis et en terres diverses. Ces variations sont fonction de la nature des silicates dont la décomposition a donné naissance à l'argile rouge.

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Un élément particulièrement fréquent dans l'argile rouge de certains points du Pacifique et de rocéan Indien est la phillipsite, silicate hydraté du groupe des zéolithes. Elle se rencontre à l'état de cristaux isolés, de macles en croix, de sphérolithes, principalement dans les endroits où les débris volcaniques sont abondants. Les zéolithes en général sont des minéraux qui ne se rencontrent que dans les roches éruptives en voie d'altération; il est probable que la phillîpsite de l'argile rouge des grands fonds est, elle aussi, un produit d'altération des matières volcaniques qui ont donné naissance à l'argile rouge elle-même.

L'argile rouge est encore très riche en nodules d oxyde de manganèse^ dont les dimensions vont depuis celles de grains microscopiques jusqu'à celles de grosses concrétions bothryoïdes (fig. 28). Cependant on les trouve aussi dans d'autres formations abyssales et jusque dans les dépôts d'eaux peu profondes.

La composition de ces nodules est assez variable, on y rencontre divers oxydes de manganèse hydratés, amorphes, associés à des quantités variables d'oxyde de fer et d'autres bases.

John Murray envisage également l'oxyde de manganèse comme le résultat de la décomposition des produits volcaniques mêlés aux sédiments. Le manganèse et le fer de ces silicates auraient d'abord, sous l'action de l'acide carbonique, passé à l'état de carbonates, qui se seraient ensuite transformés en oxydes, en prenant la forme de concrétions ou d'enduits. D'autres auteurs, comme Boussingault et Dieulafait, cherchaient l'origine du manganèse f*t (lu fer dans l'eau de mer elle-même et admettaient une précipitation directe des carbonates. Mais cette interprétation cadre mal avec l'abondance remarquable des nodules de manganèse sur certains fonds.

Si l'argile rouge, la phillipsite, les nodules d'oxydes de manganèse sont particulièrement abondants sur le fond des abysses, un autre minéral, la glauconie, se rencontre principalement dans les sédiments des mers moins profondes; elle est toujours associée à

Fig. 28. — Nodule d'oxyde de manganèse provenant de l'argile rouge abyssale (d'après John Mlrray).

des dépôts détritiques minérogènes, c'est-à-dire à la catégorie de sédiments que Sir John Murray a qualifiés de terrigènes.

La glauconie est un hydrosilicate double de fer ou d'aluminium et de potasse. Sa couleur est vert olive sombre, quelquefois noire. Elle se trouve dans les sédiments actuels et dans les roches sédimentaires anciennes exclusivement sous la forme de grains irréguliers, qui atteignent tout au plus 1 mm de diamètre.

Dans les sédiments actuels la glauconie se présente très fréquemment sous la forme de remplissage des loges de Foraminifères, dont le test a généralement disparu après coup. Mais le minéral s'est souvent aussi déposé à l'extérieur de la coquille, formant alors une petite concrétion. Divers auteurs ont conclu, de cette association habituelle des Foraminifères et de la glauconie, que cette substance ne peut se former que par l'intervention de la matière organique. L. Cayeux a montré toutefois que, dans les roches siliceuses secondaires et tertiaires du bassin de Paris, la glauconie se trouve en grande abondance en grains, en enduits, ou en taches pigmentaires en dehors de la présence des Foraminifères et dans des conditions qui excluent l'intervention de la matière organique.

Il est manifeste que la glauconie se forme aux dépens de l'argile et des divers silicates contenus dans les sédiments terrigènes, mais les réactions par quoi elle prend naissance ne sont pas encore élucidées.

Décomposition de la matièke ammale. — Les cadavres des Animaux marins qui ne s'échouent pas sur les rivages s'accumulent au fond de la mer, où ils se décomposent rapidement sous l'action des Bactéries.

La matière animale est constituée par des composés ternaires ou quaternaires très complexes, où entrent principalement les corps simples suivants : carbone, hydrogène, oxygène, azote, soufre, phosphore. Sa décomposition donne naissance à des composés binaires, comme l'eau, l'anhydride carbonique, les carbures d'hydrogène, l'ammoniaque, l'acide sulfhydrique, l'hydrogène phosphore. Ces composés mis en liberté agissent de diverses manières sur l'eau de mer et sur les matières minérales avec lesquelles ils entrent en contact. Nous allons passer successivement en revue quelques-unes de ces réactions.

Formation du phosphate de chaux, — Le squelette des Vertébrés renferme de grandes quantités de phosphate de calcium tribasique. Comnie on ne rencontre pias d'ossements sur le fond des iners

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actuelles, on peut en conclure que le phosphate est dissous par Teau de mer. En revanche, on a rencontré, dans beaucoup de sédiments actuels et dans certaines roches sédimentaires anciennes, du phosphate de chaux en concrétions, en grains, en enduits.

Sur le fond des mers actuelles, le phosphate de chaux est peu abondant dans les dépôts de mer profonde; en revanche on en a trouvé de nombreuses concrétions à des profondeurs moindres, principalement entre 200 et 1 000 m, où elles sont souvent associées à des sédiments glauconieux. Le Challenger en a dragué en abondance autour du banc d'Agulhas, au sud du cap de Bonne-Espérance. En moyenne elles ont de 8 à 16 cm de diamètre, elles sont de forme très irrégulière et apparaissent en section « comme formées par une plus ou moins grande quantité d'éléments hétérogènes cimentés les uns avec les autres par une pâte dont l'élément principal est le phosphate de calcium [4] ».

Des concrétions analogues se rencontrent dans des séries sédimentaires d'âges divers; souvent le phosphate forme la matière qui cimente les éléments variés de roches détritiques ou qui remplit les intervalles et les vides d'organismes calcaires, tels que les Foraminifères. Cette dernière condition se trouve réalisée dans les craies phosphatées du nord du bassin de Paris, tandis que dans les phosphates de Gafsa, en Tunisie, les grains de phosphate emprisonnent des Diatomées.

Pour expliquer les quantités souvent très considérables de phosphates accumulées sur certains fonds, on a supposé que les Poissons qui arrivent en ces points sont tués en très grand nombre par les changements brusques de température qu'ils rencontrent en passant d'un courant chaud dans un courant froid, et c'est précisément ce qui semble avoir lieu sur le pourtour du banc d'Agulhas, où le courant chaud venant de l'équateur par le détroit de Mozambique se rencontre avec le courant froid venant de l'océan Antarctique.

Mais les Vertébrés ne sont pas seuls à renfermer du phosphate de chaux en quantité appréciable. Les tissus de la plupart des Invertébrés ont pu en abandonner au milieu ambiant en se décomposant. Et il ne faut pas négliger non plus le phosphate fourni par les chairs des Vertébrés, qui vient s'ajouter à celui que renferment les os. Armand Gautier a montré que les tissus d'un bœuf entier pourraient produire au moins 1 200 gr de phosphate tribasique, en dehors de celui qui est contenu dans les os [5].

Certains auteurs ont pensé que les dépôts de phosphate de chaux résultaient de la précipitation directe du phosphate contenu dans

Teau de mer et ils ont cherché son origine dans Tapatite des roches cristallines. Ce minéral renferme, comme les os, du phosphate de chaux tribasique, il est relativement soluble et les cours d'eau en entraînent des masses très notables dans la mer. La précipitation aurait eu lieu dans des lagunes ou la solution atteignait un degré de concentration suffisant.

Cette interprétation ne peut évidemment pas s'appliquer aux concrétions des mers actuelles etTeau de mer ne contient d'ailleurs que des traces minimes de phosphate, que les animaux sont capables de fixer dans leur organisme, comme ils fixent le carbonate de chaux, mais qui ne peuvent être précipitées directement que dans des conditions tout à fait exceptionnelles.

Voici, d'après Armand Gautier [5], Herm. Credner [6], W. Collet [4], comment on peut résumer la série des phénomènes qui conduit à la formation du phosphate de chaux concrétionné.

La décomposition des matières animales donne naissance à de l'acide carbonique et à de l'ammoniaque. L'acide carbonique facilite la dissolution du phosphate de chaux des os, en même temps il se combine avec l'ammoniaque et donne du carbonate d'ammonium. Celui-ci, en présence du phosphate de calcium en dissolution, donne du phosphate d'ammonium et du carbonate de calcium. La solution de phosphate d'ammonium se trouvant en contact avec des coquilles de Mollusques ou de Foraminifères déposera autour de celles-ci, soit dans le sédiment, soit à sa surface, du phosphate de calcium concrétionné.

Nous verrons plus tard que les phosphates peuvent prendre naissance dans d'autres conditions sur les continents et nous apprendrons à connaître également le mode d'enrichissement de certains dépôts de phosphates sous l'action des agents atmosphériques.

Réduction des sulfates. — Les. organismes planctoniques qui, après leur mort, tombent au fond des mers en véritable pluie servent de nourriture aux Animaux benthoniques, qui, dans les conditions normales, semblent en débarrasser le fond au fur et à mesure du dépôt. Généralement les courants profonds apportent de l'oxygène en quantité suffisante pour alimenter les Bactéries anaérobies qui décomposent à la fois les cadavres et les déjections d(»s Animaux benthoniques. Les produits de la fermentation sont entraînés par les courants.

Mais, lorsque, en raison de conditions topographiques spéciales, il n'existe pas de courant de fond amenant de l'oxygène en quantité suffisante, les Animaux benthoniques ne peuvent pas vivre et les organismes planctoniques s'accumulent en masses considérables.

LA DIAGBNÈ8B 121

L'oxygène ne se trouve pas davantage en quantité suffisante dans l'eau de mer pour satisfaire à la transformation, par les Bactéries, du carbone de la matière organique en anhydride carbonique. Les micro-organismes sont alors dans la nécessité d'emprunter l'oxygène dont ils ont besoin aux sels contenus dans l'eau de mer et en particulier aux sulfates, qu'ils transforment en sulfures :

RSO* + 2C = 2CO« + RS.

Les sulfures de sodium, de potassium, de calcium, de magnésium ainsi formés par réduction se transforment, au contact de Teau et de l'acide carbonique, en carbonates, avec mise en liberté d'hydrogène sulfuré.

RS + CO* + ff 0 = H^S + RCO'.

Les carbonates alcalins sont dissous dans l'eau de mer, le carbonate de calcium est précipité sous la forme d'un dépôt pulvérulent.

Ce n'est pas uniquement aux dépens des sulfates que les Bactéries fabriquent de l'hydrogène sulfuré. Les matières albuminées des organismes renferment, comme on sait, une certaine quantité de soufre et il existe des Bactéries, en particulier Bacterium hydrosulfuricum, qui ont la propriété d'enlever le soufre aux matières albuminées et de le transformer en acide sulfhydrique.

Ces divers phénomènes se passent aussi bien dans les mers intérieures et dans les lagunes que dans les lacs d'eau douce qui reçoivent un apport suffisant d'eaux dites séléniteuses, c'est-à-dire riches en sulfate de calcium; mais c'est surtout dans la mer Noire que les conditions de la production de l'hydrogène sulfuré ont pu être étudiées [7]. Dans cette mer intérieure les eaux ne renferment plus, à partir d'environ 200 m de profondeur, d'oxygène en quantité suffisante pour l'entretien de la vie organique. Par contre, à partir de la même profondeur, la quantité d'acide sulfhydrique contenue dans l'eau de mer va en augmentant graduellement vers le fond, où se trouve le siège de la production de ce gaz. On y a recueilli de nombreuses Bactéries, parmi lesquelles Bacterium hydrosulfuricum ponéicum, qui produisent de l'hydrogène sulfuré par les moyens que nous venons d'apprendre à connaître. Aussi la vie animale est-elle impossible au fond de la mer Noire; il n'en a cependant pas toujours été ainsi, car on a pu draguer à diverses profondeurs des coquilles de Mollusques appartenant aux genres Dreijssensia, Monadacna, hidacna, Micromelania, etc., qui vivent actuellement, ou ont vécu à la fin de l'ère Tertiaire, exclusivement dans des eaux douces ou des eaux saumâtres. La faune saumâtrede la mer Noire a donc été détruite

à un moment donné par une invasion d*eau salée et les conditions actuelles se sont graduellement établies.

Mais revenons à l'acide sulfhydrique et voyons ce qu'il devient dans les divers milieux où il est élaboré.

Dans les lacs d'eau douce, il ne tarde pas à s'élever dans des couches superficielles, où l'eau est riche en oxygène. Il s'oxyde et met en liberté du soufre, qui se dépose. Ceci nous explique pourquoi certaines formations lacustres ou lagunaires du Tertiaire d'Ëspag-ne et de Sicile renferment souvent, à côté de couches de gypse, des dépôts de soufre natif plus ou moins riches.

L'oxydation de l'acide sulfhydrique est due elle aussi, dans certains cas, comme dans les eaux sulfureuses, à l'action de Bactéries spéciales, auxquelles on donne le nom de Sulfobactéries. Quelques-unes d'entre elles fixent même des grains de soufre dans leur organisme. D'après Egounow, l'oxydation de l'acide sulfhydrique par les Sulfobactéries se produirait dans la mer Noire.

Murray admet, par contre, que l'hydrogène sulfuré, rencontrant des couches où l'eau est de nouveau assez riche en oxygène, s'oxyde en donnant naissance à de l'acide sulfurique, qui attaque le carbonate de calcium d'origine organique et régénère ainsi le sulfate de calcium. On comprendrait alors pourquoi l'eau de mer renferme une proportion si faible de carbonate de calcium, en comparaison des quantités considérables de ce sel que les eaux douces contiennent en dissolution à l'état de bicarbonate.

Les sulfures alcalins et alcalino-terreux sont solubles et peu stables, les sulfures métalliques, au contraire, sont insolubles et doivent donc être précipités. Si l'eau de mer renferme du sulfate de fer, celui-ci est réduit, par les fermentations décrites ci-dessus, à l'état de sulfure ferreux, FeS, qui empruntera à l'hydrogène sulfuré mis en liberté dans les réactions accompagnant la réduction des sulfates alcalins et alcalino-terreux le soufre nécessaire à la formation du bisulfure de fer, FeS', composé très abondant dans la nature et connu sous le nom de pyrite de fer. Dans les argiles terrigènes, il se rencontre soit sous la forme de concrétions sphériques * (fig. 29), soit à l'état de division extrême, ce qui leur donne une teinte bleue caractéristique.

Le fer utilisé dans la production du sulfure n'est pas nécessairement en dissolution dans l'eau de mer à l'état de sulfate ou de carbo-

1 . La pyrite qui prend naissance dans ces conditions est la pyrite blanche on marcassite, appartenant au système rborabique, -tandis que la pyrite jaune^ qui possède la même composition, appartient au système cubique. La pyrite blanche s'altère plus facilement que la pyrite jaune.

LA DIA6ENÊSE 423

nate, les organismes eux-mêmes, et plus particulièrement Thémoijlobine du sang des Vertébrés, en renferment des quantités qui, dans le cas de la décomposition de cadavres accumulés en grand nombre, doivent évidemment entrer en ligne de compte. Aussi observe-t-on presque toujours, dans les dépôts argileux ricbes en pyrites, que ce minéral est principalement concentré dans le voisinage immédiat des fossiles, soit qu'il forme des enduits ou des concrétions autour des coquilles, soit qu'il remplace les tests ou les carapaces, soit encore qu'il remplisse les vides laissés par la disparition de l'animal. Le cas des Ammonites est particulièrement intéressant. La pyrite remplit non seulement la loge d'habitation en foisonnant au dehors, mais elle tapisse l'intérieur des loges ou les remplit entièrement. C'est là un mode de fossilisation des plus communs.

La localisation de sulfures métalliques en grande abondance sur certains fonds s'explique d'ailleurs aisément par des apports venant des continents. Les cours

d'eau entraînent des masses énor- Fig. 29. — Concrétion de pyrite. Craie

mes d'oxydes à l'état d'extrême ^[^"^'Zl ''" """''■'■'*''^"" *^"'°"'^' division sous la forme de troubles.

Dans le cas du sesquioxyde de fer anhydre, ces troubles forment au fond de la mer, dans le voisinage de l'embouchure des grands fleuves tropicaux, des dépôts de boue rouge. Dans les points où s'accumulent de grandes masses de matière organique en putréfaction, les oxydes sont réduits, le sesquioxyde de fer ou oxyde ferrique est d'abord transformé en oxyde ferreux, puis en sulfure sous l'action de l'acide sulfhydrique.

Il faut envisager aussi la possibilité d'un apport direct, parles cours d'eau, de sulfates métalliques, résultant de l'oxydation, sur les continents, des gi.sements de sulfures. Ces sulfates dissous dans l'eau de mer sont réduits par la décomposition des matières organiques et il se dépose des sulfures. C'est sans doute de cette manière que l'on doit interpréter l'origine d'un banc de sulfuï*es de cuivre et d'autres métaux, qui se trouve intercalé dans la série permienne du Mansfeld, en Saxe, avec une remarquable constance, mais avec une épaisseur qui ne dépasse guère 10 cm. Il faut supposer que des eaux chargées de sulfate de cuivre ont brusquement envahi une lagune permienne

en y détruisant tous les organismes. En effet, les Poissons fossiles de ce gisement sont tordus par les convulsions d'une mort subite. La putréfaction des cadavres a réduit le sulfate en sulfure.

La réduction des sulfates s'est opérée quelquefois au contact de débris végétaux, aussi certaines tourbes, certains charbons sont-ils complètement imprégnés de pyrite de fer.

Minerai de fer des marais. — Il existe encore des phénonmènes de réduction oii les composés du soufre n'entrent pas en jeu et où il s'agit de la transformation du sesquioxyde de fer Fe'O' en protoxyde FeO, c'est-à-dire en un oxyde moins riche en oxygène que le premier. Ici encore l'oxygène est employé par des Bactéries à la production d'acide carbonique.

Cette réduction est particulièrement fréquente dans les eaux douces, où elle aboutit parfois à la formation de véritables minerais de fer, connus sous le nom de fer des marais.

Les Végétaux qui croissent sur un sol riche en sesquioxyde de fer ou en hydrate de fer se décomposent après leur mort en transformant cet oxyde ferrique en oxyde ferreux, qui se combine immédiatement avec Tacide carbonique formé par les Bactéries pour donner naissance à du carbonate de fer, FeCO^ Ce carbonate est entraîné en dissolution dans des lacs ou dans des étangs, où il se décompose de nouveau par oxydation, donnant naissance ù un hydrate ferreux, Fe*(OH)°, la linionite, qui forme des dépôts ocreux plus ou moins épais jusqu'à une profondeur de dix mètres environ au-dessous de la surface des eaux.

11 est probable que des dépôts analogues se forment dans la mer par l'apport d'eaux contenant du carbonate de fer en dissolution.

Ajoutons que certaines Bactéries filiformes vivant dans les eaux douces empruntent directement le fer hydraté aux eaux ferrugineuses et le fixent dans leurs cellules.

Formation des carbures d'hydrogène. — Parmi les produits de la décomposition des matières organiques nous avons cité les carbures d'hydrogène. Tout le monde sait que la décomposition des matières végétales dans les eaux douces donne naissance à du gaz des marais ou méthane. Partant de cette donnée première, beaucoup de géologues ont supposé, dès le commencement du siècle dernier, que les carbures d'hydrogène qui se rencontrent dans la nature ont une origine organique, tandis que d'autres savants, au premier rang desquels il convient de placer MendeleelT, Moissan et Paul Sabatier, admettent une origine volcanique des mêmes substances, qui est d'ailleurs incontestable dans quelques cas particuliers, comme nous le verrons plus loin.

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Ces carbures d'hydrogène naturels sont : 1<> le méthane, qui s'échappe du sol en jets inflammables, véritables sources de gaz ou puits de feu; 2** les pétroles, carbures d'hydrogène liquides, de composition variée, mélange d'homologues supérieurs du méthane et de Téthane (C"H*"+*); 3" l'ozocérite, ou cire minérale, mélange d'hydrocarbures solides.

L*asphalte est un produit d'oxydation des pétroles. La théorie de l'origine organique des carbures naturels n'a trouvé une base solide qu'à dater du jour où C. Engler obtenait un produit analogue au pétrole en distillant de l'huile de foie de morue sous des pressions de 20 à 25 atmosphères et à des températures de 360 à 420*. On peut admettre que la plupart des pétroles résultent de la distillation naturelle sous pression des matières grasses formant le résidu de la décomposition de cadavres d'animaux. La distillation en vase clos est réalisée par l'enfouissement des cadavres sous une couche de sédiments.

Pour expliquer les gisements de pétrole les plus riches il faut supposer des accumulations de très nombreux cadavres tués subitement par diverses causes, parmi lesquelles la plus fréquente a sans doute été un changement brusque dans la salure des eaux. C'est ainsi, par exemple, que les Poissons entraînés par un courant de la Caspienne dans l'Atchi-Daria sont tués en masse par les eaux beaucoup plus salées qu'ils rencontrent [VIII, 6]. Leurs cadavres sont charriés au rivage ou s'accumulent au fond du golfe, se mêlant au sédiment. L'extrême lenteur de la décomposition qu'ils subissent est due à la salure élevée du milieu; elle constituerait une condition essentiellement favorable à la formation de pétroles, si un brusque et intense apport de sédiments détritiques venait recouvrir les cadavres accumulés (Androussow).

Ochsenius [8] a attribué aux eaux mères et surtout au sulfate de magnésium, particulièrement toxique pour les Animaux marins, la mort brusque des Animaux qui ont donné naissance aux huiles minérales; mais les analyses de Hôfer [9] ont montré que les pétroles de toutes provenances renferment, presque sans exception, des quantités assez élevées de chlorure de sodium, tandis que les sels de potassium et de magnésium s'y trouvent en quantités tout à fait négligeables.

Ce n'est sans doute que dans des cas tout à fait exceptionnels, comme dans celui de la lagune permienne du Mansfeld, que des eaux chargées de sulfates ont déterminé la mort brusque de nombreux Animaux marins et, dans ce cas particulier, les quantités d'huiles

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minérales qui accompagnent les sulfures sont assez insignifiantes.

L'accumulation d'Animaux marins morts de mort naturelle a certainement suffi maintes fois à donner lieu à la formation de quantités assez appréciables de carbures d'hydrogène. Potonié [10] a donné le nom de sapropèles à des accumulations de Végétaux microscopiques et de cadavres d'Animaux avec leurs excréments, qui formeraient d'après lui la matière première des roches bitumineuses. Les schistes carbures doivent probablement leur richesse en huile de schiste à ce qu'ils ne sont autre chose que des boues de putréfaction. Les calcaires bitumineux résultent de même d'un mélange de boue calcaire et de sapropèle. On rencontre les schistes bitumineux dans des formations géologiques de tout âge et souvent dans des conditions de gisement qui excluent toute action cataclismique.

Des entassements de débris végétaux ont pu aussi, dans bien des cas, donner naissance à des huiles minérales, et c'est surtout dans les eaux douces que le phénomène paraît être fréquent. Engler a même réalisé expérimentalement la production de pétrole et de paraffine en distillant des bouillies végétales recueillies dans des marécages.

La grande richesse de certains bassins pétrolifères s'explique d'ailleurs par une concentration des produits de distillation en dehors de leur gisement primitif, dans des couches perméables qu'ils ont imprégnées graduellement et d'où ils s'échappent sous pression, dans des conditions que nous préciserons plus tard.

En résumé, le fond de la mer et des lacs est le théâtre de phénomènes chimiques qui peuvent modifier complètement la qature des sédiments immédiatement après leur dépôt. Dans beaucoup de ces phénomènes nous avons vu intervenir la décomposition de la matière vivante accumulée au fond des eaux après la mort des Animaux. Les accumulations de Végétaux donnent lieu elles aussi à des phénomènes de décomposition, dont le terme final est la formation d'un sédiment spécial d'origine organique utilisé comme combustible minéral. Mais l'exposé de ces faits mérite un chapitre spécial.

1. — J. B. Harrison and a. 1. Jukes Brown. Notes on the Chemical Composition of some Oceanic Deposits. Quart. Journ, Geol. Soc,^ LI, p. 313-328, 1893.

2. — Agnes Kelly. Beitrâge zur mineralogischen Kenntnis der Kalkausscheidungen im Tierreich. Jenaische ZeiUchr. /. Naiurwiss,, XXXV, p. 428-494, pi. XV, 2fig., 1901.

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3. — C. W. V. GùMBEL. Ueber die Natur und Bildungswcise des Giaukonits. Sitzungsber. d. k. bayer. Akad. d. Wiss. Malh.-phys. C/., 1886, p. 417-449, 1 pi.

4. — LÉON W. Collet. Les concrétions phosphatées de l'Aguihas Bank, avec une note sur la Giauconie qu'elles contiennent par Gabriel W. Lee. Proc. of the Royal Soc. o/Edinburgh, XXV, 10, p. 862-893, 1905.

5. — Armand Gautier. Sur un gisement de phosphates de chaux et d'alumine contenant des espèces rares ou nouvelles, et sur la genôse des phosphates et nitres naturels. Annales des Mines, 9« sér., V, p. 1-53, 1894.

6. — H. Credner. Die Phospboritknollen des Leipziger Milteloligocâns und die >orddeutschen Phosphoritzonen. AbhandL d, Math.-phys, CL d. k. Sdchs, Ges. d. Wiss., XXII, n» 1, 46 p., 1 pi. Leipzig, 1895.

7. — N. Androussow. La Mer Noire. Guide des excursions du VII» Congrès Géologique International. N» XXIX, 13 p. St-Pétersbourg, 1897.

8. — C.ARL OCHSENius. Erdôlbildung. Zeitschr. d, D. geoL Ges., XL VIII, p. 239- 248, 1896.

9. — H. HôFER. Erdôl-Studien. Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wissensch. Math.natarw. Cl, CXI. Abth. I, p. 615-645, 1902.

10. — H. PoTONiÉ. Zur Frage nach den Ur-Materialien der Petrolea. Jahrb. d. k. Preuss. Geol Landesanst., XXV, p. 342-368, 1905.